SISMOLOGIA

El origen de os terremotos ha sido asignado a causas muy diferentes a lo largo de la Historia. En muchos casos estas explicaciones han estado estrechamente vinculadas a las construmbres y creencias relgiosas de los diferentes pueblos y han sido atribuidos a la acción de los dioses como por ejemploPoseidón en la Teogonia griega o a la lucha entre deidades maléficas y protectoras. Tampoco han faltado los intentos de explicación más cientificas como los debidos por algunos filósofos presocráticos (S. V a.C) y a Aristóteles (S. IV a.C.) quien consideraba que los terremotos eran producidos por masas de aire caliente que intentaban escapar del interior de la tierra.

Si bien la consideación de un terremoto como respuesta elástica a fenómenos geológicos ya fue anunciada por Hooke por los años 1668, se puede considerar el planteamiento moderno se inicia a principios del siglo pasado cuando los terremotos ya se comienzan a vincular con fallas geológicas observables en el terreno. A fines del siglo XIX ya era aceptado que los sismos eran originados por movimientos relativos de las dos partes de la corteza terrestre. El primer modelo mecánico para explicar este proceso fue establecido por REID en 1911 a partir del estudio de la falla de San Andrés (California) ocurridos en especial durante el Terremoto de San Francisco de 1906.

Algunos terremotos se ven vinculados al proceso eruptivo de un volcán no responden al mecanismo anterior explicado Algunos terremotos se ven vinculados al proceso por eso es necesario diferenciar un terremoto de origen tectónico y terremotos volcánicos. La Sismología es la ciencia que estudia las causas que producen los terremotos, el mecanismo por el cual se producen y propagan las ondas sísmicas, y la predicción del fenómeno sísmico. Desde el punto de vista de la Ingeniería, lo más importante es la definición y cálculo de las acciones que el movimiento sísmico aporta a la estructura.
Estructura interna de la tierra.La Tierra está formada por tres capas concéntricas: corteza, manto y núcleo, con propiedades físicas distintas. Estas capas han podido ser detectadas y definidas, a partir del estudio de los registros del movimiento de su superficie, y más concretamente por los estudios de los terremotos.

En la Figura 1 se han señalado las principales capas que componen la Tierra, que son:

Núcleo, con un radio de 3470 Km., constituido por núcleo interior (1) y núcleo exterior (2., formado por hierro fundido, mezclado con pequeñas cantidades de níquel, sulfuros y silicio.

Manto, con un espesor de 2900 Km, y está dividido en manto inferior (3), manto superior (4), y zona de transición (5).

Corteza o Litosfera (6), es la capa exterior de la Tierra, es de elevada rigidez (roca) y anisotropía, sabemos que es de espesor variable, que en algunos casos puede ser de 60 Km., en los continentes las formaciones son graníticas, y basálticas en los fondos oceánicos.

Algunos autores consideran que los siguientes 60 Km. también pertenecen a la corteza. La zona que separa la corteza del manto es conocida con el nombre de discontinuidad de Mohorovicic, conocida comúnmente con el nombre de Moho.

Alfred Wegner en el año 1912 planteó que las doce grandes zonas de la corteza terrestre denominadas placas tectónicas, están en continua modificación, y que los continentes se han formado a partir de uno único llamado Pangaea. Los movimientos de deriva son los que han dado lugar a la formación de los actuales Continentes a partir del Pangaea.

McAlester asocia los movimientos de las placas con la energía calorífica que se concentra bajo la litosfera. Rikitake indica el esquema general de desplazamiento de la figura 4, relacionándolo con los movimientos de convección de las capas inferiores, las cuales están en estado viscoso debido al calor. En las zonas de extrusión aparece "nueva corteza", mientras en las zonas de subducción las placas que penetran por debajo se funden, por efecto del calor desarrollado en la interacción entre placas bajo condiciones de presión elevada, dando lugar al magma. Por ello los volcanes activos se sitúan frecuentemente en estas zonas de subducción.

El término "placa tectónica" hace referencia a las estructuras por la cual está conformado nuestro planeta. En términos geológicos, una placa es una plancha rígida de roca sólida que conforma la superficie de la Tierra (litósfera), flotando sobre la roca ígnea y fundida que conforma el centro del planeta (astenósfera). La litósfera tiene un grosor que varía entre los 15 y los 200 km., siendo más gruesa en los continentes que en el fondo marino.

Porque comparada con los metales que conforman el núcleo resulta relativamente más liviana (está conformada principalmente por cuarzo y silicatos). La Tierra, hace 225 millones de años (recordemos que la Tierra nació hace 4.600 millones de años), estaba conformada en su superficie por una sola estructura llamada "Pangea" (todas las tierras, en griego), la que se fue fragmentando hasta conformar los continentes tal como los conocemos en la actualidad. Aunque esta teoría fue propuesta ya en 1596 por el cartógrafo holandés Abraham Ortelius y refrendada por el meteorólogo alemán Alfred Lothar Wegener en 1912 al notar la semejanza de las formas de América del Sur y Africa, recién en los últimos 30 años, gracias al desarrollo de la ciencia, ha adquirido la sustentación suficiente como para revolucionar la comprensión de muchos fenómenos geológicos, dentro de ellos los Terremotos.

Podríamos resumir el fenómeno diciendo que estas placas están en contacto entre sí, como enormes témpanos que se juntan o separan, provocándose los cambios geológicos (y los sismos) en las fronteras de las placas.

La explicación de por qué se mueven es aún poco clara, pero podía explicarse por el fenómeno de convección, que se refiere a la influencia que la temperatura en el magma del núcleo de la tierra ejerce sobre los distintos minerales, haciendo flotar a los más calientes y hundiéndose los má fríos, de manera similar a como hierve el agua en una olla. El calor provendría del decantamiento radiactivo de isótopos como el uranio, torio y potasio (fenómeno que libera energía) así como de el calor residual aun presente desde la formación de la Tierra. Hay cuatro tipos fundamentales de fronteras o vecindades de las placas (en inglés: boundaries):

Zonas fronterizas de las placas: es un ancho cinturón en que las fronteras no están bien definidas y el efecto de la interacción de las placas no es claro.

ESTRUCTURA DE LAS PLACAS TECTONICAS Y COMO INFLUYEN EN LOS FENOMENOS GEOLOGICOS

Sección transversal de la corteza terrestre ilustrando los tipos de placas tectónicas. Ilustración por José F. Vigil de "This Dynamic Earth", Mapa Mural producido en conjunto por U.S. Geological Survey, el Smithsonian Institution, y el U.S. Naval Research Laboratory.

La historia geológica de la Tierra es la de la lenta transformación del Pangaea hasta la forma que en la actualidad tienen los continentes y los mares. Según Lomnitz, representa la historia de la interacción dinámica de las placas tectónicas.

Hasta final del periodo Paleozoico la tierra (figura 5) estaba formada por un único Continente llamado Pangaea, y un único mar denominado Panthalassa, sin embargo a finales del Paleozoico se fracturó el Pangaea dando lugar a dos nuevos continentes denominados Laurasia y Gondwana (figura 6).

Al final del Mesozóico, los Continentes tenían ya la forma y posición de la figura 7. Habiéndose formado durante el paleozóico las dos cadenas mon-tañosas: La Caledónica y la Hercínica, debido a las deformaciones ocurridas en las zonas del contorno de los supercontinentes durante su movimiento.

La transformación posterior tuvo lugar en el periodo Cenozoico, durante el cual, los Continentes cambiaron solamente de posición pero conservaron su forma (figura 8).

La configuración actual de las principales placas tectónicas de la Tierra se ilustra en la figura 9, juntamente con su dirección de movimiento, que está indicada con flechas.

Los terremotos pueden definirse como movimientos caóticos de la corteza terrestre, caracterizados por una dependencia en el tiempo de amplitudes y frecuencias. Un terremoto se produce debido a un choque producido a una cierta profundidad bajo la superficie terrestre en un determinado punto llamado foco o hipocentro (figura 10). A la proyección del foco sobre la superficie terrestre se le denomina epicentro. En la figura 10 se señalan algunas distancias relacionadas con el fenómeno sísmico, tales como la distancia epicentral D1 o D2, la distancia focal R y la profundidad focal H.

Las principales zonas sísmicas del mundo coinciden con los contornos de las placas tectónicas y con la posición de los volcanes activos de la Tierra, tal como puede verse en la figura 11. Esto se debe al hecho de que la causa de los terremotos y de las erupciones volcánicas están fuertemente relacionadas con el proceso tectónico del Planeta.

Los tres principales cinturones sísmicos del Mundo son: el cinturón Circunpacífico, el cinturón Transasiático (Himalaya, Irán, Turquía, Mar Mediterráneo, Sur de España) y el cinturón situado en el centro del Océano Atlántico. Al hablar de regiones sísmicas, hay que clarificar dos conceptos importantes. La intensidad sísmica es una medida de los efectos de los terremotos en el entorno, y en particular sobre las estructuras. La sismicidad se define como la frecuencia de ocurrencia de fenómenos sísmicos por unidad de área incluyendo, al mismo tiempo, cierta información de la energía sísmica liberada.

De todos los terremotos relacionados anteriormente, los mas importantes son los tectónicos, cuando en el futuro hablemos de terremotos nos referiremos a ellos. En los últimos trescientos años se ha registrado gran cantidad de información sobre los efectos de los terremotos en los edificios, lo cual ha permitido elaborar métodos constructivos de edificios sismorresistentes, y se comenzaron a estudiar las primeras normas para su construcción. Se pueden citar los siguientes terremotos por la importancia que tuvieron en la elaboración de una metodología Sismorresistente: Hokkaido (Japón) 1730. Lisboa (Portugal) 1775, Nobi o Mino-Owari (Japón) 1891, San Francisco (California) 1906, Tokyo (Japón) 1923, etc. La moderna sismología nace con la creación de la Sociedad Sismológica Japonesa, después del terremoto de Yokohama ocurrido en 1880. Recientemente ha habido nuevos terremotos que han tenida gran importancia para el desarrollo de la Sismología y la Ingeniería Sísmica, algunos de ellos son: El Centro (California) 1940, Fukui (Japón) 1948, Taft (California) 1951, México D.F. 1957, Agadir (Marruecos) 1960, Niigata (Japón) 1964, Anchorage (Alaska) 1964, Caracas (Venezuela) 1967, Perú 1970, San Fernando (California) 1971, Friuli (Italia) 1976, Rumania 1977 y 1985, México 1985, San Francisco (California) 1989, etc.

Los tipos mas importantes de fallas son los que se relacionan en la figura 13, y son las siguientes:

Es la teoría mas aceptada referente al mecanismo de los terremotos tectónicos, está basada en los estudios realizados por Reid en la falla de San Andrés, este mecanismo podemos verlo en la figura 14.

En el estado no deformado figura 14 (a), nos imaginamos unas líneas perpendiculares sobre la falla (3) que se deforman debido a la traslación relativa del terreno a lo largo de la misma, siendo (1) la línea de falla, (2) la dirección del movimiento, (4) camino perpendicular sobre la falla que se construye tal como se observa en la figura 14 (b). Si la deformación continúa se alcanza un estado tensional que produce la rotura de la falla a partir de un punto crítico (figura 14 (c)). El foco del terremoto lo podemos definir como el punto en el cual empieza a producirse la rotura.

Un ejemplo mas concreto del mecanismo de un terremoto se expresa en la figura 15, se puede observar que la rotura se origina en el foco y se propaga por el plano de la falla, se ilustra también el epicentro y la traza de la falla en la superficie terrestre.

Las ondas sísmicas pueden ser registradas mediante los aparatos denomi-nados sismógrafos que pueden ser diseñados para registrar aceleraciones, velocidades o desplazamientos. En Ingeniería sísmica los mas utilizados son los que registran aceleraciones, que son los llamados aceleró-metros. A finales del siglo XIX fueron diseñados los primeros sismógrafos, cuyo esquema podemos ver en la figura 16, La masa del Péndulo permanece estacionaria cuando se mueve el terreno, y de esta manera puede registrarse mediante una plumilla el movimiento del terreno en un papel.

Los terremotos se producen por la liberación brusca de energía de deformación acumulada en las placas tectónicas por la iteración entre ellas. Los sismos producen ondas de varios tipos que se propagan a partir del foco en todas las direcciones. Un registro de ondas sísmicas refleja el efecto combinado del mecanismo de rotura en el foco, de la trayectoria de propagación, de las carac-terísticas del instrumento registrador y de las condi-ciones de ruido ambiental en el lugar de registro.

Las ondas másicas pueden ser divididas en Ondas primarias (P), y Ondas Secundarias (S), figura 18. Las ondas P son de dilatación contracción, su propagación implica cambios de volumen en el medio, y se propagan tanto a través de sólidos como de fluidos. Las ondas S son de cortante y solamente se propagan a través de sólidos sin variaciones de volumen.

Las ondas de superficie (L) son así mismo de dos tipos: las ondas LR iguales a las P y las ondas LQ iguales a las S.

Un movimiento sísmico es una combinación de ondas P y S, el intervalo de llegada de ambas ondas puede observarse de forma práctica en algunos acelerogramas este es el caso del acelerograma del terremoto de Kermadec representado en la figura 19 donde se ha señalado el momento de la llegada de cada tipo de onda.

Si desplazamos un diapasón de su posición de equilibrio y lo soltamos repentinamente, percibimos su sonido característico. Lo mismo sucede en la Tierra, hemos visto que el fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberación repentina de los esfuerzos impuestos al terreno. De esta manera, la tierra es puesta en vibración. Esta vibración es debida a la propagación de ondas como en el caso del diapasón. Ahora bien, en un sólido pueden transmitirse dos tipos de ondas. El primer tipo es conocido como onda de compresión, porque consiste en la transmisión de compresiones y rarefacciones como en el caso de la transmisión del sonido, en este caso las partículas del medio se mueven en el mismo sentido en que se propaga la onda. El segundo tipo es conocido como ondas transversales o de cizallamiento; las partículas se mueven ahora en dirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda. La figura 9 muestra esquemáticamente la propagación de estas ondas en un bloque sólido. Las ondas compresionales y transversales han sido llamadas P y S respectivamente por razones que se verán más adelante. Son también conocidas como ondas internas porque se propagan en el interior de un sólido elástico.

FIG.9: Además de estas dos clases de ondas existen otros dos tipos de gran importancia llamadas ondas superficiales por los motivos que veremos a continuación: cuando un sólido posee una superficie libre, como la superficie de la tierra, pueden generarse ondas que viajan a lo largo de la superficie. Estas ondas tienen su máxima amplitud en la superficie libre, la cual decrece exponencialmente con la profundidad, y son conocidas como ondas de Rayleigh en honor al científico que predijo su existencia. La trayectoria que describen las partículas del medio al propagarse la onda es elíptica retrógrada y ocurre en el plano de propagación de la onda (figura 10) Una analogía de estas ondas lo constituyen las ondas que se producen en la superficie de un cuerpo de agua. .

Otro tipo de ondas superficiales son ondas de Love llamadas así en honor del científico que las estudió. Estas se generan solo cuando el medio elástico se encuentra estratificado, situación que se cumple en nuestro planeta pues como veremos se encuentra formado por capas de diferentes características físicas y químicas. Las ondas de Love se propagan con un movimiento de las partículas, perpendicular a la dirección de propagación, como las ondas S, sólo que polarizadas en el plano de la superficie de la Tierra, es decir solo poseen la componentes horizontal a superficie. Las ondas de Love pueden considerarse como ondas S "atrapadas" en el medio superior (figura 11). Como para las ondas de Love, la amplitud de las mismas decrece rápidamente con la profundidad. Las ondas de Love son observadas sistemáticamente sobre la superficie de la tierra pues nuestro planeta posee un estrato superficial de baja velocidad, la corteza, sobre un medio mas profundo, el manto.

FIG.11: Como podemos ver el término superficial se debe a que las ondas se generan por la presencia de superficies de discontinuidad ya que en un medio elástico infinito no podrían generarse. En general su existencia se puede explicar considerando que la vibración del medio en lugares en los que existen menores tracciones, y esto sucede por la presencia del vacío o un medio de menor rigidez, tiende a compensar la energía generando este tipo especial de vibraciones. ¿Cuál es la velocidad de estas ondas? Se puede demostrar teóricamente y se observa experimentalmente que la velocidad de las ondas es tal que: VR,L < Vs < Vp, donde Vp, Vs y VR,L son las velocidades de las ondas P, S y de Rayleigh y Love respectivamente. Entre estas dos últimas no puede establecerse un orden de velocidades porque esta depende de muchos factores y no siempre viajan con la misma velocidad.

Las velocidades de las diferentes ondas dependen de las características del medio; por ejemplo, en rocas ígneas la velocidad de las ondas P es del orden de 6 Km/seg, mientras que en rocas poco consolidadas es de aproximadamente 2 Km/seg ó menor. Así, las ondas P de un terremoto originado en la costa de Acapulco serían percibidas en la Ciudad de México, en alrededor de 1 minuto.

El instrumento esencial para estudiar los temblores es el sismógrafo. Este es un aparato que registra el movimiento del suelo causado por el paso de una onda sísmica. Los sismógrafos fueron ideados a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios del presente. En la actualidad, estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo electrónico, pero el principio básico empleado no ha cambiado como veremos a continuación.

Para registrar el movimiento del suelo es necesario referirlo a un punto fijo en el espacio; si quisiéramos referirlo a un punto anclado al mismo suelo nos seria imposible obtener un registro puesto que el punto también se movería junto con el suelo al que está anclado. Para salvar esta dificultad, podemos recurrir al principio de inercia de los cuerpos, como sabemos este principio nos dice que todos los cuerpos tienen una resistencia al movimiento o a variar su velocidad. Así, el movimiento del suelo puede ser medido con respecto a la posición de una masa suspendida por un elemento que le permita permanecer en reposo por algunos instantes con respecto al suelo. El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo (figura 12), cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a oscilar. Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario amortiguarla. En la figura 12 se haya representado un aparato en el que el amortiguamiento se logra por medio de una lámina sumergida en un líquido (comúnmente aceite). Este era el método utilizado en los aparatos antiguos, actualmente se logra por medio de bobinas o imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación libre de la masa.

FIG.12: Si se sujeta un lápiz a la masa suspendida, para que pueda inscribir en un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podrá registrar una componente del movimiento del suelo (como veremos adelante los sismógrafos reales poseen un sistema amplificador entre la masa y el papel para producir registros analizables a simple vista). El instrumento hasta aquí descrito, detecta la componente vertical del movimiento del suelo y se conoce como sismógrafo vertical. El papel donde traza el movimiento se conoce como sismograma. En la figura 13 se muestran algunos sismogramas típicos.

FIG.13: Como el movimiento del suelo tiene lugar en las tres dimensiones del espacio, los movimientos del suelo también tienen dos componentes horizontales. Para medir este movimiento se requiere de péndulos horizontales que oscilan como una puerta aunque con el eje ligeramente inclinado para lograr un punto de estabilidad (figura 14a). El sismógrafo horizontal se representa en la figura 14b.

FIG.14: Además del péndulo y el sistema de amortiguamiento los sismógrafos emplean un sistema de amplificación para producir registros que puedan ser analizados a simple vista. Antiguamente la amplificación se realizaba por medio de un sistema mecánico en la actualidad la amplificación se realiza electrónicamente.

Los sismógrafos que se emplean actualmente, en general, tienen masas que pueden ser de unos gramos hasta 100 kg., mientras que los sismógrafos antiguos de amplificación mecánica solían tener grandes masas con el fin de obtener mayor inercia y poder vencer las fuerzas de razonamiento que se originan entre las partes móviles del sistema, tal es el caso del sismógrafo horizontal Wiechert de 17 toneladas que opera en la estación sismológica de Tacubaya (apéndice A).

El movimiento del suelo con respecto a la masa se efectuaba en los primeros instrumentos por medio de una pluma o estilete que inscribía sobre un tambor giratorio. Después se introdujo la inscripción sobre película o papel fotográfico de un haz de luz reflejado en la masa o sistema amplificador del sismógrafo. Actualmente existen sismógrafos que detectan el movimiento de la masa electrónicamente y lo digitalizan para ser almacenado en cinta magnética u otros medios de almacenamiento digital. Es oportuno aclarar en este lugar que cada instrumento, dada su frecuencia natural de oscilación y su sistema de magnificación, detecta a cada una de las muchas frecuencias que componen una onda sísmica de diferente manera y es necesario conocer con detalle que magnificación le da el instrumento a cada una para calcular el movimiento real del suelo a partir de los sismogramas. Si esta información se ha determinado para un instrumento dado se dice que este está calibrado.o que se conoce la respuesta del instrumento En este sentido se dice que un sismómetro es un sismógrafo que ha sido calibrado. Al presente, los sismómetros mas avanzados son los llamados de banda ancha que hacen posible obtener un registro digital de movimientos con un gran interválo de frecuencias ya que fueron diseñados para detectar un intervalo grande de frecuencias con la misma respuesta.

Otro tipo de instrumentos emparentados con los sismógrafos y que son muy utilizados en sismología e ingeniería son los acelerómetros, instrumentos con el mismo principio del sismómetro pero diseñados para responder a la aceleración del terreno mas que a su velocidad o a su desplazamiento.

Para finalizar esta sección es oportuno mencionar que para determinar con precisión el epicentro de un temblor así como otras de sus características, se requiere del auxilio de varias estaciones sismológicas. Una serie de sismógrafos arreglados para observar la sismicidad de una región es conocida como una red sismológica. En nuestro país el Servicio Sismológico, organismo encargado de la observación sismológica en el territorio Nacional, opera la Red Sismológica Mexicana (ver apéndice B, figura 1). Ademas de esta existen otras redes locales o de investigaciones especificas como RESNOR, la red sismológica del noroeste perteneciente al Centro de Investigación Científica y Enseñanza Superior de Ensenada y RESCO la red sismológica del Estado de Colima perteneciente a la Universidad de Colima y operada por su Centro de Investigación en Ciencias Básicas.

La intensidad sísmica está íntimamente relacionada con los efectos producidos por un terremoto en las reacciones de las personas, el grado de destrozos producidos en las construcciones y las perturbaciones provocadas en el terreno (grietas, deslizamientos, desprendimientos, etc.). describiendo de manera subjetiva el potencial destructivo del mismo. Se han propuesto varias escalas para medir la intensidad, la escala oficial en España es la M.S.K., que está dividida en 12 grados. Los destrozos empiezan a ser importantes a partir del grado VII.

Los términos de cantidad utilizados en la definición de los grados de intensidad corresponden aproximadamente a los siguientes porcentajes:

Lomnitz estableció una fórmula empírica que relaciona la intensidad M.S.K. I con la aceleración máxima del terreno a_m

Es una medida que tiene relación con la cantidad de energía liberada en forma de ondas. Se puede considerar como un tamaño relativo de un temblor y se determina tomando el logaritmo (base 10) de la amplitud máxima de movimiento de algún tipo de onda (P, Superficial) a la cual se le aplica una corrección por distancia epicentral y profundidad focal. En oposición a la intensidad, un sismo posee solamente una medida de magnitud y varias observaciones de intensidad. Los tipos de magnitudes que se utilizan en forma más común son Richter o local (M_l), ondas P (m_b), superficial (M_s) y coda (M_d).

Corresponde a la escala de magnitud de un sismo. Es una escala abierta por ambos lados, sin embargo el terremoto más grande registrado hasta el momento alcanzó una magnitud de 9.5 correspondiendo a una ruptura del orden de 1000 km de longitud, 200 km de ancho con un desplazamiento promedio de 20 m. En el otro extremo de la escala, magnitudes negativas se logran en laboratorios con rupturas milimétricas. Richter definió la magnitud cero como aquella que proporciona una amplitud máxima de vibración del suelo de una micra a una distancia de 100 Km así la magnitud local o de Richter, M_l, es la diferencia entre el logaritmo decimal de la amplitud y el logaritmo decimal de la amplitud patrón. Por tratarse de magnitudes logarítmicas, hay que hacer notar que para elevar un punto la magnitud de un terremoto haría falta multiplicar por 33 la energía liberada, y para elevarla dos puntos sería necesario liberar 1000 veces más energía.

Los sismólogos usan la escala de magnitud para representar la energía sísmica liberada por cada terremoto. A continuación se presenta una tabla con los efectos típicos de los terremotos en diversos rangos de magnitud:

Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros factores. Los sismólogos usan diferentes valores de la escala de Intensidad Mercalli para describir los distintos efectos de un terremoto. Cada terremoto tiene una cantidad única de energía, pero los valores de magnitud dados por los diferentes observatorios sismológicos para un mismo evento pueden variar. Dependiendo del tamaño, la naturaleza y la ubicación de un terremoto, los sismólogos utilizan diferentes métodos para estimar la magnitud. En el caso de muchos eventos, es difícil estimar la magnitud con una precisión de más de 0.2 unidades, y los sismológos frecuentemente verifican las magnitudes estimadas a través de la obtención y análisis de datos adicionales.

Para los sismólogos resulta más útil catalogar cada terremoto según su energía intrínseca. Esta clasificación debe ser un número único para cada evento, y este número no debe verse afectado por las consecuencias de los terremotos que varían mucho de un lugar a otro. Para tener una idea del tipo de energías involucradas en los terremotos, vamos a imaginar dos situaciones. En la primera, tenemos una pieza de roca en una mesa de laboratorio. Podemos romper esta roca si aplicamos la fuerza suficiente con un martillo o un gato hidráulico. La roca probablemente se romperá en dos pedazos, a lo largo de algún plano débil de la roca y podemos pensar acerca de este plano como en una "falla" muy pequeña. Sabemos de acuerdo a la teoría física que la cantidad de energía necesaria para romper o fracturar un pedazo de roca, es igual a la fuerza requerida para romper esa roca, por la distancia de separación entre los pedazos triturados de la roca original

En la fórmula anterior, el "momento" de un terremoto es fundamental para comprender qué tan peligrosa puede ser una falla de determinado tamaño. Ahora, para nuestro primer ejemplo de un pedazo de roca en una mesa del laboratorio, la rigidez, o la resistencia de cizallamiento de la roca es una presión en una periferia de unos cientos de billones de dynes por centímetro cuadrado (la notación científica hace posible representar lo anteriormente expuesto de una manera sencilla). La presión actuá sobre un área produciendo una fuerza, y se puede ver como la unidad "cm" cuadrado se cancela. Ahora si suponemos que la distancia que existe entre las dos partes antes de ser separadas, es aproximadamente de un centímetro, entonces podemos calcular la energía en la unidad dyne-cm como se muestra a continuación:

De nuevo, resulta muy útil el uso de la notación científica, ya que un dyne-cm es una cantidad de energía pequeñísima. Ahora vamos a considerar el segundo caso, el terremoto de Double Spring Flat en 12 de septiembre de 1994, el cual ocurrió cerca del kilómetro 25 al sureste de Gardnerville. Ya que estamos trabajando en centímetros, lo primero que tenemos que hacer, es explicar como convertir la falla de 15 kilómetros de longitud y 10 km de profundidad a centímetros. Sabemos que 100 mil centímetros es igual a un kilómetro; así podemos escribir la siguiente ecuación y dividir a ambos lados en "km" para obtener un factor igual a uno.

Naturalmente, podemos multiplicar cualquier número por uno sin cambiar su valor, así lo hacemos para cancelar las unidades de kilómetro y representarlas adecuadamente en unidades de centímetro

En este resultado el uso de la notación científica es aún más necesario. Podemos observar que este terremoto, el más grande en Nevada en 28 años, tiene 4.5x1011 veces mas energía que la que se aplicó para romper la roca en la mesa de laboratorio.

Vamos a observar la energía de nuestros dos casos, de algunos terremotos y otros fenómenos en la siguiente tabla; para esto usaremos una unidad de energía mayor: la cantidad de energía producida del explosivo "TNT"

12.0 1 trillion toneladas Fracturar la tierra en la mitad por el centro o energía solar recibida diariamente en la tierra

Un "trillión" de tonelada de dinamita es una cantidad tremenda de energía. Sin embargo, tomemos en cuenta que la tierra recibe esta cantidad de energía solar diariamente.

El problema en la tabla anterior es el enorme rango de energias, de gramos a onzas, a libras, a toneladas, hasta megatones de TNT. Sería mucho más sencillo comunicar al público cual es la energía de los terremotos a través de una escala sencilla como la que se muestra en la tabla superior en la columna izquierda, con un rango que va de uno a diez.

Para transformar este rango astronómico de energías en una escala sencilla, podemos usar una herramienta matemática llamada logaritmo. Si nosotros elevamos el número diez a algún exponente "x", para obtener un número mayor "N"; entonces el "logaritmo" (log) de ese número mayor "N" es el valor del exponente "x":

Toma en cuenta que es posible sacarle el "log" a un número muy pequeño, pero no es posible sacar el "log" de ningún número negativo.

En los años 30, el Dr. Charles F. Richter desarrolló una escala de magnitud para terremotos a fin de representar adecuadamente las diferencias entre los terremotos pequeños y medianos que él observó en el sur de California, y los terremotos grandes que registró alrededor del mundo. El decidió cuál sería la pequeña cantidad de energía a la que se le asignaría la magnitud cero, y escribió una ecuación semejante a la que tenemos abajo. Se utiliza el logaritmo para representar rangos de enorme energía de manera adecuada:

Ahora vamos usar esta ecuación (utilizada para energías representadas en unidades de dyne-cm) para estimar la magnitud de un diminuto terremoto que puede llevarse a cabo en una mesa de laboratorio:

Las magnitudes negativas son permitidas en la escala de Richter, aunque tales terremotos son muy pequeños. A continuación tomemos la energía hallada anteriormente para el terremoto de Double Spring Flat, y calculemos su magnitud:

La magnitud que obtenemos de 6.1 es casi igual a la magnitud reportada por el labolatorio sismológico de UNR, y por otros observatorios.

La mayoría de los sismólogos utilizan métodos diferentes del que acabamos de usar para calcular la magnitud de los terremotos. El encontrar la longitud, profundidad y deslizamiento de una falla puede llevar varios días, semanas o incluso meses después de un gran terremoto. El mapeo de las fallas sísmicas que hacen los geólogos, o el dibujo de la distribución espacial de las réplicas como hacen los sismólogos, puede proporcionar estos parámetros después de un considerable esfuerzo. Pero algunos terremotos grandes y la mayoría de los pequeños, no presentan ni fallas superficiales ni tienen suficientes réplicas para poder estimar su magnitud en la forma que utilizamos anteriormente. También, resulta de mucha utilidad el poder calcular rápidamente la magnitud de un evento, así que cualquier medida de emergencia requerida puede llevarse a cabo cuando antes.

Una de las contribuciones más valiosas de Charles Richter fue el descubrir que las ondas sísmicas propagadas por todos los terremotos pueden proporcionar buenas estimaciones de sus magnitudes. El consiguió los registros de las ondas sísmicas de un gran número de terremotos, y desarrolló un sistema de calibración para medición de las magnitudes.

Richter demostró que entre mayor era la energía intrínseca de un terremoto, mayor era la "amplitud" de movimiento del terreno en una distancia dada. El Calibró su escala de magnitud usando la medida de "amplitud" máxima de la onda de cizallamiento (la onda S) en un periodo de 20 segundos, registrando los datos en un sismómetro altamente sensible a este tipo de ondas. Aunque inicialmente su trabajo fue calibrado únicamente por estos sismómetros específicos, y sólo para terremotos en el sur de California, los sismólogos han desarrollado factores de escala para ampliar la escala de magnitud Richter a muchos otros tipos de medición en todo tipo de sismómetros, y alrededor del mundo. De hecho, se han llevado a cabo estimaciones de magnitud para miles de terremotos en la luna y para dos temblores en el planeta "Marte".

El diagrama inferior muestra como usar el método original de Richter para calcular la magnitud por medio de un sismograma.

Por supuesto después de haber medido la "amplitud" de onda, usted tiene que calcular su logaritmo, y escalarlo por un factor según la distancia que haya entre el sismómetro y el terremoto, luego se calcula la magnitud a través de la diferencia de tiempo de S-P. Las escalas en el diagrama superior forman un nomograma que permite realizar el cálculo matemático rápidamente con sólo dar un vistazo. La ecuación que representa este nomograma es la siguiente:

Donde A es la "amplitud" en milímetros, medida directamente del registro en papel fotográfico del sismómetro Wood-Anderson, que es un instrumento especial. El tiempo S - P en segundos, nos da como resultado .

Los sismólogos tratarán de obtener una estimación de magnitud separada de cada estación sísmica donde se registre el terremoto, para luego obtener promedio. Estos promedios reportados en los diferentes laboratorios sismólogicos justo en el momento posterior de un terremoto, comúnmente difieren aproximadamente en un 0.2 unidades de magnitud. Cada laboratorio está calculando el promedio de las magnitudes obtenidas las diferentes estaciones a las tienen acceso. Pueden pasar varios días para que las diferentes organizaciones que existen llegan a un consenso acerca de cuál fue la mejor estimación de magnitud.

Para estimar los efectos de un terremoto, los sismólogos emplean un método distinto de medición llamado intensidad.

La intensidad no debe ser confundida con la magnitud. Aunque cada terremoto tiene un sólo valor de magnitud, sus efectos varían de un lugar a otro, y por lo tanto habrá muchas estimaciones de intensidades diferentes.

Usted puede leer acerca de la escala de Intensidad Mercalli, una forma común de clasificar los efectos de los terremotos.

Tipo B: Con muros de fábrica de ladrillo, de bloques de mortero, de mampostería con mortero, de sillarejo, entramados de madera.

Los términos de cantidad utilizados en la definición de los grados de intensidad corresponden aproximadamente a los siguientes porcentajes:

Clase 1- Daños ligeros: Fisuras en los revestimientos, caída de pequeños trozos de revestimiento.

Clase 2- Daños moderados: Fisuras en los muros, caída de grandes trozos de revestimiento, caída de tejas, caída de pretiles, grietas en las chimeneas e incluso derrumbamientos parciales en las mismas.

Clase 3- Daños graves: Grietas en los muros, caída de chimeneas de fábrica o de otros elementos exteriores.

Clase 4- Destrucción: Brechas en los muros resistentes, derrumbamiento parcial, pérdida de enlace entre distintas partes de la construcción,: destrucción de tabiques y muros de cerramiento.

Los terremotos más destructivos registrados en el mundo (sobre 50.000 muertes)

23/01/1556	China, Shansi	830.000	n/a
11/10/1737	India, Calcuta**	300.000	n/a
27/07/1976	China, Tangstan	255.000*	8.0
09/08/1138	Siria, Aleppo	230.000	n/a
22/05/1927	China, Xining	200.000	8.3
22/12/ 856	Irán, Damghan	200.000	n/a
16/12/1920	China, Gansu	200.000	8.6
23/03/ 893	Irán, Ardabil	150.000	n/a
01/09/1923	Japón, Kwanto	143.000	8.3
28/12/1908	Italia, Messina	70.000 a 100.000	7.5

Hemos mencionado que el lugar en que comienza el fallamiento que produce los temblores se llama foco. A grandes distancias, el plano completo de ruptura aparece como un punto y lo llamamos también foco; la proyección de éste sobre la superficie terrestre recibe el nombre de epicentro (figura 15).

Como ya explicamos, los sismógrafos amplifican e inscriben el movimiento del suelo en una tira de papel (o cualquier otro tipo de material) llamado registro o sismograma. En el sismograma se registran los diferentes tipos de ondas generadas por un temblor que alcanzan una estación sismológica dada en orden sucesivo de tiempo. La ubicación del epicentro de un temblor se hace analizando sus registros e identificando los diferentes tipos de ondas; en particular las ondas o fases (en el habla de los sismólogos) P y S permiten el empleo de una técnica muy utilizada para la determinación del epicentro. Para comprender este método recordemos que las ondas P viajan a mayor velocidad que las ondas S. Asi, si el conejo es más veloz que la tortuga y ambos empiezan a correr desde el punto t0, a medida que se alejen de ese punto la distancia entre ambos será mayor. Un observador en el punto t1 notaria pasar al conejo y un momento después a la tortuga. Otro observador en el punto t2 notaria pasar al conejo A y un momento mayor que el observador del punto a la tortuga (figura 16). Puesto que a mayor distancia del origen mayor será la separación entre los corredores, puede utilizarse el tiempo transcurrido entre la llegada de ambos a un punto dado para calcular la distancia al origen.

Sobre la superficie de la Tierra, una estación puede proporcionar la distancia al epicentro pero no la dirección del mismo, es decir si en una estación calculamos la distancia al epicentro este puede estar en cualquier punto de un circulo con un radio igual a la distancia calculada. En teoría si tenemos una estación sismológica con tres componentes podemos reconstruir el movimiento de las partículas cuando incide la onda P, por ejemplo, y conocer la dirección de llegada de la onda (recuérdese que para las ondas P las partículas oscilan a lo largo de la trayectoria de viaje de la onda). En la práctica no puede lograrse mucha precisión con este método, y se recurre a los registros de otras estaciones para obtener estimaciones independiente de la distancia al epicentro. Como puede verse en la (figura 17) son necesarias, al menos, tres estaciones para determinarlo sin ambigüedad. La intersección de los círculos correspondientes a las tres estaciones rara vez coincide en un solo punto; por ser datos experimentales poseen cierto grado de error que hacen que definan una región más o menos grande, dependiente de la calidad de los datos utilizados, en lugar de un solo punto.

La técnica de medir la diferencia entre la llegada de las ondas S y P, llamada S-P entre los sismólogos, no es la única forma de determinar el epicentro. Si se tiene un número bien distribuido de estaciones pueden utilizarse los tiempos de llegada de la onda P para el calculo de la distancia. En este método se obtiene un origen que satisface mejor los tiempos de llegada a cada una de las estaciones. En general la determinación del epicentro de un sismo es mejor entre mas estaciones lo registren y entre mas ampliamente alrededor del epicentro estén distribuidas. La información obtenida de muchas estaciones es tratada estadísticamente en un proceso iterativo en el que la posición del epicentro va siendo refinada y se utilizan para esto tanto las diferencias S-P como los tiempos de llegada de las ondas.

Las escalas de magnitud e intensidad se utilizan para cuantificar o medir los temblores. La escala de magnitud está relacionada con la energía liberada como ondas sísmicas; la intensidad, con los daños producidos por el sismo. Ambas escalas son necesarias puesto que miden aspectos diferentes de la ocurrencia de un temblor. Así, la escala de magnitud está relacionada con el proceso físico mismo, mientras que la intensidad lo está con el impacto del evento en la población, las construcciones y la naturaleza.

Como es natural, el primer intento para catalogar los temblores se hizo por medio de una clasificación empírica que tomaba en cuenta únicamente los efectos observables. Se propusieron escalas para clasificar el "tamaño" de los temblores desde los últimos años del siglo pasado. En 1902, Mercalli propuso una tabla, que fue posteriormente modificada en 1931 y desde entonces se ha llamado escala Modificada de Mercalli (MM). Esta no es única; pero sí la más frecuentemente usada en nuestro continente. Consta de 12 grados de intensidad como puede apreciarse en el apéndice C, donde se muestran también las características de cada grado, que es denotado por números romanos del I al XII.

La escala de intensidad permite describir de manera sucinta los efectos de un temblor. Como por otra parte los daños causados por un temblor se concentran en las cercanías de la fuente, la distribución de intensidades permite estimar el epicentro de un temblor; sin embargo, la escala es en gran medida subjetiva y no permite la comparación de los sismos entre si puesto que, por ejemplo, un sismo pequeño puede causar más daños a una población, si está cercana al epicentro, que uno grande pero a mayor distancia. Por otro lado, no proporciona información sobre la energía u otra variable física liberada en el temblor. Así pues es necesario catalogar temblores de acuerdo con los procesos físicos de la fuente; pero también de manera tal que puedan ser medidos a través del registro gráfico o numérico que de ellos tenemos, es decir de los sismogramas.

La manera mas conocida y mas ampliamente utilizada para clasificar los sismos es debida a Richter quien definió una escala de magnitud basada en las consideraciones que se exponen a continuación:

Considérese un sismo con un foco dado; si se tienen estaciones gradualmente mas alejadas del foco el registro de su movimiento se hará cada vez menor. Si se grafican los valores del logaritmo de la amplitud de la traza contra la distancia, se obtienen gráficas como la producida en la figura 18.

En esa figura, la curva más baja representa un temblor más pequeño puesto que ocasiona un menor movimiento del terreno. Podemos entonces tomar cualesquiera de estos sismos como el sismo patrón y asignarle la magnitud cero, los demás pueden ser medidos a partir de éste, midiendo la separación entre ellos para cualquiera distancia del epicentro. Se define entonces la magnitud a través de la fórmula:

Donde A es la máxima traza en el sismograma de un temblor y Ao es la máxima amplitud del temblor patrón. Aquí resalta la necesidad de definir tanto un temblor patrón como un sismómetro patrón. El temblor patrón, de magnitud cero se define como aquel que, teniendo su epicentro a 100 Km de distancia, deja una traza de una micra en el registro o sismograma producido por un sismógrafo especial que lleva el nombre de los científicos que lo diseñaron , el sismógrafo Wood-Anderson elegido a su vez como sismógrafo patrón. Como Richter definió esta magnitud utilizando información de la red sísmica de California y la utilizó para sismos en esta región es de hecho una escala local razón por la que Richter le llamó magnitud local.

La magnitud de un temblor se define como el promedio de las magnitudes calculadas en tantas estaciones como sea posible.

La definición de magnitud de Richter se tornó en un instrumento de enorme utilidad para el estudio de los temblores. No solo se encontró que podía emplearse para otras regiones del planeta además de California sino que señaló el camino para la elaboración de escalas de mayor aplicación. En efecto, la escala de magnitud local es apropiada para temblores con focos no mayores a los 16 Km de profundidad y distancias no mayores de 600 Km de una estación dada. En 1936 Richter y otro gran sismólogos, Beno Gutenberg, diseñaron una nueva escala aplicable a temblores lejanos registrados con otros tipos de aparatos. En esta escala se utiliza la, amplitud de la onda superficial horizontal con periodo de 20 seg.. La formula para determinar la magnitud con este criterio es:

En esta ecuación A es la amplitud total , es decir en las dos dimensiones del plano, de la onda superficial con periodo aproximado de 20 seg ( medida en micrones). B es el valor de la máxima amplitud horizontal calculada para un evento de magnitud cero (en micrones) a la misma distancia focal. Finalmente, C y D son constantes dependientes de cada estación y dependen de tipo de terreno en que se encuentra una estación, el instrumento, la profundidad focal, atenuación, etc. A esta escala se le llama magnitud de ondas superficiales o Ms.

Por otro lado, entre 1945 y 1956 Gutenberg desarrollo una nueva escala aplicable a temblores profundos (que son menos eficientes en la generación de ondas superficiales) utilizando la amplitud de las ondas internas. Esta escala esta dada por la fórmula:

Donde A es la amplitud de la onda de cuerpo elegida para la determinación, T el periodo de la onda, y B y C constantes dependientes de las características del sismo y la estación sismológica. A esta escala se le conoce como magnitud de ondas de cuerpo o por el símbolo utilizado en la fórmula: mb.

Estas fórmulas dan valores algo diferentes para un mismo temblor, la razón es que , como hemos visto fueron desarrolladas para extender el concepto de magnitud a sismos de varios tipos y resultan en realidad complementarias; por ejemplo, la magnitud mb arroja mejores resultados cuando se aplica a sismos profundos. Con propósitos de comparación, los sismólogos han encontrado fórmulas para convertir de una escala a otra. La figura 19 muestra en forma gráfica la comparación entre las tres escalas.

Como puede advertirse la diferencia entre escalas puede ser de varios décimos de grado, una diferencia importante si no se especifica de que escala en particular se habla pero no muy grande en términos de comunicación al público una probable causa de que en los reportes periodísticos no se haga referencia al tipo particular de escala utilizada. Nótese por otra parte que todas estas escalas son "abiertas" es decir no se considera un número finito de unidades como la escala de intensidad; sin embargo nunca se han observado terremotos con magnitud superior Ms= 8.9 (mb=8.1), límite que representa una condición natural del comportamiento de las rocas. Finalmente, nótese nuevamente que una magnitud cero o negativa no indica ausencia de movimiento sino sismos iguales o menores que el sismo patrón.

Independientemente de la escala utilizada, lo importante es que se cuenta ahora con una fórmula que nos proporciona un valor relacionado con el "tamaño" determinado a partir de observaciones instrumentales.

Como la magnitud no es una variable física, los sismólogos han buscado fórmulas de relación entre esta y otras cantidades físicas, por ejemplo, con la energía liberada como ondas sísmicas. Las fórmulas que las relacionan varían porque la amplitud medida en el sismograma puede ser, como hemos visto, la de cualquiera de las distintas fases (P, S, superficiales) que son registradas. En forma general estas tienen la forma siguiente:

donde a y b dependen de la escala de magnitud utilizada. Por ejemplo si la magnitud es Ms, Richter encontró la siguiente fórmula:

Con esta fórmula podemos ver que un temblor de magnitud digamos, 5.5 libera una energía del orden de magnitud de la de una explosión atómica, es decir alrededor de 1020 ergs

En la fórmula anterior notemos que la relación entre magnitud y energía es logarítmica, es decir cuando la magnitud aumenta en una unidad el logaritmo de la energía también lo hace. Por otra parte, el logaritmo es el exponente al que hay que elevar la base 10 para obtener la energía; por esta razón, la energía aumenta aproximadamente 31.6 veces por cada grado. Así, se requiere la ocurrencia de alrededor de unos 31 sismos de una magnitud dada para liberar la misma cantidad que libera el sismo de una magnitud superior en una unidad o, permitiéndonos cierta licencia en el lenguaje: se necesitan 31.6 sismos de una magnitud M para hacer un sismo de magnitud de magnitud M+1

Los maremotos son una serie de olas gigantescas, producto de movimientos telúricos en el fondo del mar o cerca de las áreas costeras, de la caída de grandes masas de tierra o hielo sobre el mar o un lago y, ocasionalmente, pueden ser resultado del colapso del cráter de un volcán ubicado cerca o debajo del nivel del mar. Reciben también el nombre tsunamis, término científico japonés utilizado para describir las olas marinas cuyo origen es sísmico. Su traducción literal es: "grandes olas en los puertos".

Es importante señalar que sus causas no tienen nada que ver con los vientos ni con la atracción de la luna y el sol. Los maremotos se producen cuando un movimiento brusco en el fondo del océano o el lecho del mar desplaza una gran masa de agua, generalmente como resultado de un terremoto submarino, pero, ocasionalmente, como resultado del colapso de un cráter de un volcán cerca o bajo el nivel del mar, o un deslizamiento de las laderas de un volcán.

Al acercarse a la orilla con su fuerza y tamaño descomunal, las olas revientan con fuerza destructora, siendo capaces de desaparecer las poblaciones que se encuentran en la orilla. Se sabe que no es la primera ola la que causa mayor daño, pues su fuerza es menor a las siguientes.

A partir de 1596 Japón ha sido víctima en 15 ocasiones de los tsunamis. El de 1896, llamado del centenario, causó la muerte de 27,122 personas. El tsunami que se produjo por la explosión del volcán Krakatoa, con olas de 40 metros de altura, devastó las costas de Java y Sumatra, matando a más de 30 mil personas. Los tsunamis que se produjeron por la explosión del Volcán Krakatoa en las Indias Orientales, en 1883, y cuyas olas que recorrieron el mundo fueron captados hasta por los mareógrafos del Canal de la Mancha. Hawaii fue víctima de estos tsunamis u ondas de marea en 1946 y 1957, por efectos de terremotos en la Fosa de las islas Aleutianas, distante más de 3,200 kms. de este archipiélago. En aquella triste ocasión, la bahía de Kawela se hundió y fallecieron 159 personas.

Año	Lugar	País
1929	Grand Banks	Canadá
1946	Aleutiands Islands	Alaska
1952	Kamchatka Peninsula	Rusia
1957	Aleutian Islands	Alaska
1960	Chile	Chile
1964	Prince Williams Sound	Alaska
1975	Hawai	Estados Unidos

Algunos maremotos o tsunamis se han manifestado con olas hasta de 30 mts. de altura sobre las costas. Es por ello que se deben tomar las siguientes medidas en la eventualidad de que se produzca una de estas catástrofes:

Ubicar las posibles áreas de influencia sísmica, de tal manera que al construir cerca del mar se elijan los sitios más altos posible, cuyos cálculos de construcción deben presentar las mejores condiciones de resistencia contra fuertes oleajes, fuertes vientos, movimientos sísmicos comunes y otros efectos de la naturaleza que puedan ocasionar daños.

Como los maremotos presentan signos de detección natural que nos permiten alertarnos, sobre todo si son ocasionados por movimientos sísmicos cercanos, y si se repiten pueden producir violentos movimientos de las aguas marinas que arrasarán las costas, nos daría tiempo para tomar medidas, especialmente de evacuación de la zona que será afectada.

El mayor Tsunami registrado se elevó hasta 70 metros sobre el nivel del mar. Lo que equivale a un edificio de 18 pisos. Llegó a la península de Kamtchatka en Siberia, en 1737.

Por Cardini, Cebreiro, Anzoreguy, Canónico, Estabillo, Barbagelatta, Alvarez Tronje y Chalbaud .Recopilación de sus trabajos de investigación

a) Si vive en la costa y siente un terremoto lo suficientemente fuerte para agrietar muros, es posible que dentro de los veinte minutos siguientes pueda producirse un maremoto o tsunami.

b) Si es alertado de la proximidad de un maremoto o tsunami, sitúese en una zona alta de al menos 30 mts. sobre el nivel del mar en terreno natural.

c) La mitad de los tsunamis se presentan, primero, como un recogimiento del mar que deja en seco grandes extensiones del fondo marino. Corra, no se detenga, aléjese a una zona elevada, el tsunami llegará con una velocidad de más de 100 Km/h.

d) Si Usted se encuentra en una embarcación, diríjase rápidamente mar adentro. Un tsunami es destructivo sólo cerca de la costa. De hecho a unos 5.600 mts. de la costa y sobre una profundidad mayor a 150 mts. Ud. puede considerarse seguro.

e) Tenga siempre presente que un tsunami puede penetrar por ríos, ramblas o marismas, varios kilómetros tierra adentro, por lo tanto alejarse de éstos.

Primer ejemplo. Maremotos de Nicaragua. Peligro por maremotos (tsunamis) en Nicaragua y prevención de desastres. Resumen

El maremoto del 1º de septiembre de 1992 en Nicaragua fue uno de los fenómenos naturales históricamente más desastrosos en Nicaragua. Una ola de 4 a 10 m de altura destruyó la costa del Pacífico de Nicaragua dejando más de 170 muertos y destrucción general en una franja estrecha a lo largo de toda la costa. Investigaciones científicas resultaron en que este fue el más fuerte pero no el único evento de esta naturaleza que se produjo en la historia. En los últimos 500 años se conocen aproximadamente 50 maremotos que han afectados América Central, en ambos costas. Algunos tuvieron efectos desastrosos.

La causa de los tsunami en Nicaragua son grandes terremotos en la zona del contacto de las placas tectónicas Coco y Caribe que cambian el fondo del mar. Las olas generadas se amplifican enormemente cuando alcanzan la playa. Enormes terremotos en otras partes del océano, avalanchas submarinas, erupciones volcánicas, derrumbes en las costas de los grandes lagos son otros fenómenos que pueden causar maremotos en los dos costas oceánicas y en los grandes lagos de Nicaragua.

La protección contra maremotos se reduce a la alerta temprana para salvar las vidas humanas. El mejoramiento de las construcciones las playas puede reducir el efecto destructivo a las instalaciones. Para el Pacífico de Nicaragua INETER está desarrollando un sistema de alerta contra tsunami que se basa en la identificación del terremoto tsunami generador. Entre la ocurrencia de este sismo y la llegada a la costa de las olas del maremoto queda un tiempo de 30 a 60 minutos, en la costa del Pacífico de Nicaragua. Esto significa que en 10 a 15 minutos la Central Sísmica de INETER tendría que detectar el sismo, localizarlo, determinar su magnitud, tomar la decisión si puede generar un maremoto y emitir un mensaje de alerta a Defensa Civil. Con sus medios propios Defensa Civil alertaría en 5 a 10 minutos a la población en la costa del Pacífico. A ésta quedan pocos minutos para huir de las olas destructivas. Se espera que este sistema entre en función en el año 2002.

El 01 de Septiembre de 1992, a las 8 horas de la noche: Una gigantesca ola destruye grandes partes de la costa del Océano Pacífico de Nicaragua. Dicha ola típicamente alcanza entre 4 y 7 metros de altura (figura 1), pero llega a un máximo de casi 10 metros. El fenómeno fue causado por un terremoto fuerte en el fondo del Océano Pacífico de Nicaragua. Más de 170 personas pierden su vida, en la mayoría niños. Casas, restaurantes, instalaciones portuarias se destruyen, las pérdidas materiales son enormes a lo largo de la costa, de San Juan del Sur hasta Corinto. En muchos lugares el agua inunde centenares de metros tierra adentro.

Figura 1. Altura de las olas del maremoto de 1992, (tomado de Satake et al. (1993))

Estudios del campo (Satake et al. 1993, Murty et al 1992) revelaron la altura que las olas alcanzaron en las diferentes partes de la costa del Pacífico. En promedio la altura fue de 4 metros pero en varios lugares alcanzó los 6 y 7 metros. La mas alturas más altas ocurrieron en El Transito, donde la ola alcanzó casi 10 metros, aquí el saldo de muertos y heridos fue muy alto. En La Boquita y Las Salinas alcanzó las 7 metros y en Marsella las 8 metros. Es notable que las alturas de las olas varían mucho entre lugares muy cercanos, p.ej. entre Marsella y San Juan del Sur. Las causas de estos fenómenos son las condiciones locales del perfil del mar y además efectos ondulatorias de varias frentes de las olas que se pueden sobreponer o aniquilar parcialmente. Por el impacto del maremoto la zona de la costa del Pacífico de Nicaragua sufrió grandes y múltiples efectos económicos y sociales negativos (ver Naciones Unidos, 1992).

La causa del maremoto de 1992 fue un llamado terremoto lento), que tuvo la magnitud enorme de 7.2 MS o 7.8 MW, eso significa que la energía deliberada por este sismo fue aproximadamente mil veces mayor que la del terremoto que destruyó Managua, en 1972. El terremoto de 1992 tuvo la especialidad que no causó grandes efectos sísmicos porque el proceso de ruptura de la roca desencadenó con baja velocidad (ver Ihmlé, 1996). El sismo se sintió muy leve en la costa del Pacífico y por eso la sacudida sísmica no pudo servir como elemento de alerta a la población.

Cabe señalar que las olas del maremoto de 1992 viajaron por todo el Océano Pacífico y fueron registrados (Murty et al, 1992) por ejemplo en :

El terremoto tsunami generador ocurrió a la 01:15 ut, tiempo mundial del día 2 de septiembre, lo que corresponde a 07:15 PM del 1º de septiembre, hora local Nicaragua. La ola llegó a la costa del Pacífico de Nicaragua a las 08:00 PM hora local (02:00 UT).Otro detalle interesante es que el terremoto de 1992 fue, en cierta forma, pronosticado por sismólogos estadounidenses y nicaragüenses, en 1981, en base a los parámetros de la sismicidad en esta parte del Océano Pacífico (ver Harlow et al, 1992).

El peligro por tsunami fue generalmente subestimado en América Central, hasta la ocurrencia del maremoto de Nicaragua, en 1992. Fue hasta el año 1997 que en un estudio (Molina, 1997) auspiciado por CEPREDENAC llegó a la conclusión que maremotos no son fenómenos tan raros en las costas de América Central. Como se ve en la siguiente lista conocemos en la historia al menos 50 eventos de este tipo en esta región, la mayor información se tiene de los últimos doscientos años. Es obvio que maremotos ocurrieron no solamente en el Océano Pacífico sino también en el Mar Caribe, especialmente en Panamá y el Golfo de Honduras. Según esta lista, nueve veces maremotos afectaron a Nicaragua. Es curioso que, en 1844, posiblemente ocurrió un tsunami o un seiche (oscilación lenta de agua) en el Lago de Nicaragua, a causa de un gran terremoto ocurrido en la zona fronteriza de Nicaragua y Costa Rica y que, a la vez, sacudió ciudades del Pacífico y del Caribe (Rivas, San Juan del Norte).

(Fuente : Molina, Enrique, (1997)) Tsunamis ocurrieron en las costas del Pacífico y del Caribe. La mayoría de los tsunamis causaron solo olas pequeñas con alturas de menos de 1 m. El tsunami más destructivo fue el de Nicaragua de 1992, con alturas de olas de hasta 10 m.,.,O - Origen del sismo tsunami generador: P - Pacífico, C - Caribe, Mag. - Magnitud Richter del sismo tsunami generador (si se pone cifra romana - se trata de la Máxima Intensidad en Escala Mercalli)

El maremoto de 1992 fue un ejemplo como un gran terremoto que cambia el fondo del mar puede causar un tsunami. Este es la causa más común para tsunamis.

El terremoto causó un cambio en el fondo del mar. El área en la zona epicentral pudo haberse elevado por más de 0.5-2 metros en una área de 100 km de longitud, (longitud de la falla que rompió) y 20 kmde ancho. Este proceso pudo haber dilatado 2 minutos y generó un movimiento vertical de la columna de agua del océano encima del área epicentral.

En continuación se formaron olas que se propagaron hacia todas las direcciones. En la zona epicentral la amplitud de las olas fue pequeña, pocos decímetros, hacia la playa esta amplitud crece. La velocidad de las olas de en aguas profundas (la trinchera del Pacífico de Nicaragua tiene una profundidad de 4.500 m) es muy rápida pero alcanzando la costa la velocidad se reduce, mientras la altura de la ola se amplifica enormemente

La amplitud crece porque con bajas velocidades la energía de la ola se concentra en un área más reducida. Finalmente, en la costa las olas se quiebran en la playa y causan inundación y destrucción Pero sabemos que los volcanes en la costa de los grandes lagos (Momotombo y Apoyeque en el Lago de Managua; Mombacho, Concepción y Maderas en el Lago de Nicaragua) podrían causar tsunamis. Avalanchas de tierra bajándose por sus flancos y entrando en el lago pueden generar grandes olas. Se piensa que la formación de Las Isletas, cerca de Granada, fue acompañada por un tsunami en el Lago de Nicaragua, cuando la masa de rocas y tierra que se desprendió del volcán Mombacho entró en el lago. Grandes erupciones volcánicas con explosiones en o cerca del agua también pueden causar tsunami en los lagos. Un contacto o mezcla del agua con el magma debajo del volcán, tal vez provocado por un terremoto podría ser el detonador para la explosión que a la vez causaría el tsunami. Otro sitio donde grandes explosiones volcánicas pueden causar tsunami es el Golfo de Fonseca. El Volcán Cosigüina en Nicaragua, el Conchagua en El Salvador y los volcanes que forman las islas en el Golfo de Fonseca son testigos para este peligro latente.

Deslizamientos o colapsos de montañas, especialmente volcanes, ubicados en el mar o cerca de la costa, si grandes masas de roca y tierra movilizadas entran en el cuerpo de agua.

Todos estos fenómenos realmente pueden ocurrir en los mares o grandes lagos de Nicaragua.

En lo siguiente sistematizamos las posibles causas de los maremotos en Nicaragua en orden de probabilidad de afectación en Nicaragua

Grandes terremotos en cualquier parte del Océano Pacífico Las olas viajarían muchas horas hasta llegar a Nicaragua, una alerta temprana es fácilmente posible. Tsunami destructivos son poco probables.

Grandes Terremotos en el Océano Pacífico de otros países de Centroamérica Las olas necesitan entre una y varias horas hasta llegar a Nicaragua. La alerta temprana es posible, requiere de buena comunicación con los países vecinos. La peninsula de Nicoya, Costa Rica, es un lugar donde se espera un gran terremoto que podría causar tsunami con probable afectación de la costa del Pacífico de Nicaragua.

Grandes terremotos en el Océano Pacífico de Nicaragua Como en el caso del tsunami de 1992, las olas llegarían dentro de 30 a 60 minutos a la costa del Pacífico. Alerta temprana es posible pero requiere de un sistema técnico y de organización y comunicación muy bueno. Estos maremotos afectarían toda la costa del Pacífico de Nicaragua, posiblemente partes de otros países de América Central

Avalanchas de sedimentos en el los pendientes muy inclinadas de la fosa en el Océano Pacífico. Las avalanchas pueden ser disparados por sismos relativamente pequeños. Estas avalanchas pueden amplificar el efecto tsunami generador de un terremoto; posiblemente el maremoto de 1992 fue causado por una combinación del efecto sísmico y de una avalancha. Si las avalanchas se deslizan por un sismo pequeño una alerta temprana puede ser muy difícil porque el peligro de tsunami no se reconocería con medios sísmicos.

Deslizamientos o colapsos de gran escala en los volcanes de Nicaragua, si las masas de rocas y tierra entran en el océano o en los grandes Lagos.

Explosiones volcánicas de gran escala, Nubes ardientes, masas de ceniza volcánica de erupciones extremas, que se lanzan hacia las masas de agua.

Terremotos en tierra que afectan un cuerpo de agua, de manera asimétrica.

Islas volcánicas en el Caribe Costa Atlántica, Corn Island, Cayos Misquitos Una alerta temprana es posible porque las olas viajarían muchas horas antes de llegar a las islas o costas de Nicaragua. Requiere de buena comunicación con los países del Caribe.

El mayor peligro resultará de un terremoto extremo en el zonas como Graben de Cayman, o en la misma Costa Atlántica de Nicaragua, o en el sistema de Fallas denominadas de Hess que pasan al Norte de de San Juan del Norte y al Este de Corn Island. Fuertes sismos con magnitudes de 5.7 ocurrieron en agosto 2000 a solo 30 km al Este de Corn Island. Si ocurre un terremoto mayor en esto zona no se descarta la posibilidad de tsunami.

Observaciones de los daños por el maremoto de 1992 indicaron que el grado de la afectación dependió de dos factores: Los parámetros de la ola (altura máxima, violencia del impacto) y el estado físico de las construcciones.

La manera como la ola del maremoto entró en la zona afectada: En algunas partes la ola entró con mucha violencia, con gran altura y golpeó o lanzó objetos pesados como arboles, tucos de madera, piedras contra las construcciones. En esta áreas la destrucción fue muy fuerte y afectó también construcciones fuertes, de ladrillo o cemento. Las personas difícilmente pudieron escapar porque la ola las alcanzó, las botó y las lanzó contra el suelo o paredes. Muchas personas murieron por el golpe directo o se ahogaron por la inundación. En otras partes la ola entró lentamente. El agua subió sin gran violencia dentro de algunos minutos. Las construcciones no fueron muy afectadas. Las personas pudieron escapar corriendo a lugares altos.

El estado físico de las construcciones: La influencia del estado físico de las construcciones se pudo comparar en Masachapa y el hotel Montelimar, ambos sitios separados por aproximadamente 2 km. En Masachapa la destrucción en las construcciones de la playa fue casi total. Típico para estas construcciones fue su debilidad estructural, muchos fueron solamente chozas de madera, techos de hojas de palmera. Aquellas instalaciones del hotel Montelimar que se ubicaron inmediatamente en la playa fueron buenas construcciones de cemento forzado y casi no hubo destrucción estructural aunque muebles, y otros objetos fueron movidos caóticamente.

En sitios donde existe la posibilidad de alcanzar lugares altos en un radio de e baja intensidad una buena construcción con cemento reforzado, evitando muros que obstaculizan el paso de las olas podría ser una solución. Hay que considerar que, mientras el maremoto de 1992 fue un fenómeno fuerte, sin embargo, no alcanzó la máxima amenaza que existe para la costa del Pacífico de Nicaragua. Olas de más de 30 metros de altura son posibles, aún con muy baja probabilidad.

Una protección física contra los efectos de un maremoto fuerte con amplitudes de varios metros es casi imposible. Muros de contención que fueron construidos en algunos sitios en el Japón pero son muy caras y protegen solo hasta una cierta altura de la ola. Otra manera de protección es el uso de columnas fuertes que elevan el edificio a una cierta altura y permiten que las olas pasen debajo de las partes vitales de la construcción. Los pisos bajos de un edificio se podrían construir de una manera que permite el paso fácil de las olas. Los pisos altos ofrecerían salvación contra la inundación. En los pisos bajos, y entre las columnas se mantienen solamente instalaciones que se pueden sacrificar en caso de un maremoto. En caso de un hotel podrían ser restaurantes o parqueo de vehículos. El paso de las olas no se debe obstruir por paredes pesadas. Las instalaciones importantes como oficinas y habitaciones de los huéspedes quedan en los pisos altos, a salvo. Si las personas que se mantienen en el edificio recibe una alerta temprana pueden subir a los pisos altos y salvarse del golpe por las olas o de la inundación. Esta solución podría ser aplicable en Nicaragua para hoteles u otras instalaciones que se quieren instalar directamente en la playa.

En pueblos muy cercanos a la playa que no tienen lugares altos en su cercanía inmediata (varios cien metros), se podría pensar en erigir edificios o sencillos torres de metal con una plataforma que ofrece espacio para todos los pobladores o al menos para los más vulnerables como los niños, ancianos y mujeres. La iglesia del pueblo se podría construir resistente contra maremotos, con una torre alta que ofrece este espacio de protección.

Sin embargo, la mejor manera de protección es trasladar toda la población o los grupos más vulnerables a una zona más alta, minimizando así el riesgo. Esta solución fue aplicada, por ejemplo, en el pueblo de El Transito que fue muy afectado por el maremoto de 1992. Nuevas casas fueron construidas en una zona alta, mientras los centros de trabajo, sitios de turismo, empresas de pesca, y otros se quedaron en la playa manteniendo así los medios de subsistencia.

Si en un pueblo la población fácilmente y rápido ,digamos dentro de 5 minutos, puede alcanzar una zona suficientemente alta, el método de protección más viable es una sistema de alerta contra tsunami combinado con una buena información y educación a la población. La población tiene que conocer el peligro (la población de la costa del Pacífico no la conoció, antes de 1992), tiene que conocer las señales de alerta y debe existir un sistema de alerta bien organizado.

Mantener el recuerdo del maremoto de 1992 es una tarea muy importante para garantizar el interés de la población en las medidas de protección. La construcción de monumentos como los que INETER erigió en cooperación con las autoridades locales en Masachapa y El Transito puede ayudar en esto.

El 1ro de septiembre de 1992 las poblaciones en la costa del Pacífico no recibieron ningún preaviso sobre la amenaza aunque el terremoto causante del maremoto había ocurrido 45 minutos antes de la llegada de la ola a la costa. Por una circunstancia geológica especial, el terremoto, generador de la ola, casi no fue percibido por las personas, ni en las playas ni en el resto del Pacífico de Nicaragua. Todavía no existía la red sísmica en Nicaragua; no obstante, las únicas dos estaciones sísmicas existentes detectaron el terremoto. Pero, nadie estuvo presente en INETER para dar se cuenta de lo ocurrido, para procesar la información e informar a la población en la costa del Pacífico sobre el peligro. La vieja estación mareó gráfica en Corinto sobrevivió el impacto de lo ola y la registró. El aparato no tuvo ningún dispositivo para dar alguna señal de alarma o enviar información a INETER Managua.

Eso significa que no existía ningún sistema de alerta. Además, la población en la costa del Pacífico no sabía del peligro, no pudo tomar medidas de precaución; no se habían hechos estudios sobre la ocurrencia de maremotos en Nicaragua.

Inmediatamente después del maremoto hubiera sido poco realista pensar en la instalación de un sistema de alerta contra tsunami en Nicaragua. Faltaron todas las condiciones para tal sistema: No existía una buena red sísmica, no hubo sistema de comunicación, el nivel de preparación y organización del Departamento de Sismología en INETER no fue suficiente, el procesamiento de datos fue lento, la comunicación con Defensa Civil fue poco desarrollado, la comunicación con los países vecinos y con el Centro de Alerta contra Tsunami en el Pacífico no existía, pero, en los últimos años INETER ha mejorado esta situación dramáticamente:

En el año 2001, INETER cuenta con la mejor red sísmica en América Central (36 estaciones telemétricas, 18 estaciones acelerográficas, 1 estación de banda ancha y una Central Sísmica altamente computarizada y automatizada)

Esta red sísmica detecta sismos no solamente en Nicaragua sino en toda América Central

INETER tiene un excelente sistema de comunicación que incluye INTERNET, telefonía, Fax, sistemas de radio

La comunicación con los países vecinos es bien desarrollado, incluye acceso directo a las centrales sísmicas de estos países, vía INTERNET

Nicaragua, por medio de INETER, se integró en el sistema Internacional de Alerta contra Tsunami en el Océano Pacífico, y es el único país centroamericano que activamente trabaja en este sistema.

Considerando este nivel alcanzado, CEPREDENAC encargó INETER desarrollar un sistema regional de la alerta temprana contra tsunami. Analizando esta tarea INETER concluyó que la manera más viable para resolverla sería la creación de un fuerte sistema nacional de alerta en Nicaragua que a la vez podría emitir mensajes de alerta a los demás países de la región.

Así, INETER decidió ejecutar, en los años 2000-2002, un proyecto para desarrollar un sistema de alerta contra tsunami que utiliza todas las componentes ya existentes, arriba descritas, los integra con nuevos elementos y el sistema de radiocomunicación de la Defensa Civil de Nicaragua. Al inicio este sistema se concentra a la amenaza por tsunami en la costa del Pacífico de Nicaragua.

El sistema se basará en la informaciones de la red sísmica, de la red acelerográfica y de la estación sísmica de banda ancha y el proceso de alerta funcionará con los siguientes pasos:

El evento se localiza en bajas profundidades en el Océno Pacífico de Nicaragua o de América Central

Por medio de la red acelerográfica se determina una magnitud encima de 7 Richter.

Se emite un primer mensaje de alerta a Defensa Civil de Nicaragua (y a las comisiones de emergencia de los demás países de la región)

La estación sísmica de banda ancha, con un software especial (TREMORS) automáticamente localiza el mismo sismo, calcula la magnitud en base de ondas sísmicas de período largo, y emite su propio mensaje de alerta. (Si falla la red sísmica, todavía podría entrar el mensaje de la estación de banda ancha).

Este mensaje sirve como segunda opinión, ayuda a verificar la probabilidad para la ocurrencia de tsunami y se transmite también automáticamente a Defensa Civil y Comisiones de Emergencia.

Defensa Civil y Comisiones de Emergencia utilizan sus propios sistemas de comunicación con las poblaciones en la costa del Pacífico para alertar a la población. Defensa Civil de Nicaragua maneja un sistema de comunicación vía radio con las poblaciones en la costa del Pacífico. Dentro de pocos minutos es posible informar a los alcaldes o otras personas en el pueblo sobre el peligro. Con métodos locales informan ellos toda la población. Defensa Civil de Nicaragua también está preparando un proyecto para emitir señales de alerta con un sistema de sirenas instaladas en sitios importantes en la costa.

Después de haber detectado el terremoto en el mar la Central Sísmica de INETER se conecta vía línea telefónica con estaciones mareo gráficas automáticas en Corinto, Puerto Sandino y San Juan del Sur y comienza a vigilar el nivel del mar. Esta medida no ayuda a predecir el maremoto pero sirve para verificar si un maremoto afectó la costa, o no. Si el terremoto ocurrió en distancias regionales se aplica un programa de computación especial para estimar en base de los parámetros del terremoto los probables tiempos de llegada y alturas de las olas para un número de sitios en la costa del Pacífico de América Central y se reportan a Defensa Civil y al público en general. Se trata también comunicarse con las Centrales Sísmicas, Comisiones de Emergencia o empresas portuarias de los países vecinos para obtener reportes sobre la afectación real por tsunami. Estas informaciones ayudarían para la determinación de la amenaza real para la costa del Pacífico de Nicaragua y para .

Los pasos 1. - 4. tienen que realizarse dentro de 10 minutos y la información para dar chance a .Defensa Civil de informar a la población, a tiempo. Si se asume que Defensa Civil necesita 10 minutos para informar a todos los pueblos de la costa del Pacífico de Nicaragua con que tiene comunicación vía radio, quedan entre 25 y 40 minutos hasta la llegada de las olas del maremoto. En este lapso, las autoridades locales tienen que propagar el mensaje de alerta a su población bajo riesgo. La población tiene que huir a lugares seguros, sin preocuparse por sus pertenencias - solamente salvando sus vidas.

Las experiencias en otros países señalan que los sistemas de alerta contra tsunami no trabajan sin emitir alarmas falsas. Esto se debe que se tiene que tomar la decisión sobre la posible ocurrencia de un tsunami en un tiempo muy corto. Terremotos con magnitudes encima de 7 Richter, que podrían generar un tsunami, ocurren con una frecuencia de aproximadamente 1-2 eventos en 10 años, en Centroamérica. Adicionalmente se reciben en este período 2-5 mensajes del Centro de Alerta contra Tsunami en el Pacífico, que INETER tendría evaluar para decidir si la costa de Nicaragua y de América Central puede ser afectada, o no. Se puede asumir que el sistema de alerta cada dos años se vería confrontado con la decisión sobre la emisión de un mensaje de alerta. Por seguridad se tendría que perseguir un esquema conservativo y preferir emitir un mensaje y el tsunami no ocurre - en vez de no emitir el mensaje y el maremoto afecta a la población. Esta situación se debe explicar a la población que entenderá que es mejor moverse una vez en cinco años a un sitio seguro y esperar 2 horas que pase el peligro (aunque tal vez no ocurra nada) en vez de sufrir de nuevo lo del maremoto de 1992.

Cabe señalar que el sistema de alerta contra tsunami en realidad servirá no solamente para el caso muy infrecuente de un maremoto sino que los sistemas técnicos, de comunicación y organización son de uso múltiple y servirán también para otros fenómenos como terremotos en tierra firme, erupciones volcánicas, enjambres sísmicas. Si la Central Sísmica puede trabajar tan rápido para poder emitir una alerta contra tsunami - servirá también para informar a las autoridades y la población en Nicaragua y América Central sobre el epicentro, la magnitud y la posible efecto en caso de fuertes terremotos en tierra firme. Esto ayudará para organizar más rápido y más eficaz la ayuda a la población afectada.

LIMA, jul (IPS) La población de la costa de Perú debe recibir instrucciones sobre los pasos a seguir cuando se registra un maremoto, del mismo modo en que son entrenados para responder de manera adecuada a un terremoto como el del mes pasado.

A las 3.59 de la tarde del 23 de junio, en Camaná, valle costero 855 kilómetros al sur de Lima, el mar se internó tierra adentro con un ruido sordo y aterrador. Tres olas de 15 metros de altura acabaron de destruir las casas debilitadas por el terremoto ocurrido 14 minutos antes. El maremoto que castigó las áreas urbanas y agrícolas en la parte baja del valle de Camaná causó 24 muertes y más de 100 heridos. "El movimiento de retorno de las aguas al mar hizo tanto o más daño que el golpe de las olas, pues arrastró personas, animales y cultivos y arrancó árboles de raíz", dijo el alcalde Camaná, Enrique Gutiérrez. Todas esas muertes y daños pudieron evitarse si la población hubiera reaccionado con la misma disciplina y conocimiento demostrado en el terremoto anterior, pues los maremotos pueden anticiparse, admite Gutiérrez. Casi la mitad de los habitantes de las zonas bajas y cercanas a la playa de Camaná habían huido minutos antes, "porque sabían que después de un terremoto fuerte se puede 'salir' el mar, pero muchos se quedaron, confiados", explicó Jack Páez, segundo jefe de la Compañía de Bomberos de Camaná. El terremoto, que afectó gran parte de la costa y de la sierra meridional peruana, destruyó 46.470 viviendas y edificios de varias ciudades y aldeas. Los aludes bloquearon carreteras y dañaron sistemas de riego. Pero a pesar de su fuerza, superior a los ocho grados de la escala de Ritcher en algunos lugares, solo murieron 97 personas. Los escasos daños en proporción con la magnitud del terremoto son atribuidos al momento en que se desató --las 3.30 de un sábado-- y a la rápida y ordenada evacuación de una población entrenada con ejercicios y simulacros. Los expertos coinciden en que las consecuencias habrían sido mucho peores si la respuesta de la población no hubiera sido serena y rápida, gracias a intensas prácticas de simulacro de terremotos, indicó el jefe del Instituto Nacional de Defensa Civil, Juan Luis Podestá.

En cambio, la población de Camaná no reaccionó de manera adecuada al riesgo de "tsunami" (maremoto). Debieron saber que podría ocurrir en los minutos siguientes al sismo y muchos, en especial los cultivadores de arroz y de cebolla, permanecieron en sus tierras y viviendas y fueron sorprendidos por las olas. Los maremotos, de origen sísmico, no ocurren de improviso. Constituyen grandes olas que y demoran en llegar a la costa entre 10 minutos y cuatro horas, según el punto de origen del movimiento en el mar, de modo que la población y las autoridades pueden adoptar medidas para una evacuación ordenada y oportuna.

Las autoridades del Instituto de Defensa Civil (IDECI) y el Servicio de Hidrología del Instituto del Mar preparan cartillas de instrucción para repartirlas entre los habitantes de las zonas más bajas sobre los 3.000 kilómetros de costa peruana sobre el océano Pacífico. La costa peruana es vulnerable a los maremotos procedentes del otro extremo del océano, hasta Hawai, y los originados por los frecuentes terremotos causados por desplazamientos telúricos de la placa de Nazca, que convierten el litoral peruano en una cornisa inestable frente a los abismos marinos. Entre las medidas propuestas por el IDECI figuran la adopción de sistemas de alarma sonora (sirenas o campanas) y recomendar a la población que después de un sismo sintonice Radio Programas del Perú, la radioemisora informativa privada de mayor audiencia, que actuará como canal oficial de alerta.

Los municipios distritales de La Punta y Perla Baja, en Callao, así como el consejo municipal de esa ciudad portuaria, ya adoptaron el sistema de sirenas de alerta e instruirán a sus habitantes sobre las rutas de evacuación y los puntos de refugio. La palabra "tsunami", de origen japonés, se refiere a las grandes olas generadas por un terremoto submarino, que ocurren con frecuencia en el denominado Anillo de Fuego, zona con un frente de 32.500 kilómetros de longitud en el océano Pacifico. Desde 1819 se registraron en Hawai 42 maremotos de gran magnitud.

"Un tsunami puede viajar cientos de kilómetros por alta mar y alcanzar velocidades de 800 kilómetrospor hora. Las olas de un metro de altura en alta mar se convierten en un muro de agua que puede alcanzar hasta 18 metros al llegar a la costa", dijo el experto Emilio Villegas.

"Después de un terremoto con epicentro en el océano, se produce un oleaje de gran altura en el mar, que se traslada a toda velocidad y se estrella en las costas con gran violencia", señaló la arquitecta Teresa Chipoco, ex jefa de la Oficina de Planeamiento Urbano de Lima. "Es una contingencia que debe tomarse en cuenta en las áreas de riesgo potencial", agregó Chipoco.

En la costa meridional de Perú la tierra sigue aún sacudiéndose, no por réplicas (acomodamiento de la falla geológica después de un terremoto), sino por sismos de escala mediana, como los ocurridos el jueves, el viernes y el sábado. El ingeniero Julio Kuroiwa, asesor del Centro Peruano-Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres, considera, al igual que otros expertos, que posiblemente en los próximos meses ("o quizás días") ocurrirá un terremoto de regular intensidad en la zona central de Perú. En esa área ya se registraron sismos superiores a los siete grados en la escala de Ritcher en 1940, 1942, 1966, 1970, 1974 y 1996.

"Hay desde 1974 un largo silencio sísmico en Lima. Según las estadísticas, se debe producir otro. Si bien las estadísticas no permiten precisar cuándo ocurrirán, sí nos indican la periodicidad relativa", comentó Kuroiwa, el más prestigioso sismólogo peruano.

"No hay que alarmar a la población, pero sí mantenerla alerta y seguir haciendo difusión sobre el comportamiento que se debe tener en los domicilios, centros de trabajo y escuelas cuando se advierte el inicio de un temblor", explicó.

"Y en las zonas bajas de la costa, en playas y balnearios, la población debe estar lista para evacuar, inmediatamente después de oír las señales de alarma, y dirigirse a los lugares indicados para escapar del golpe de las olas ", concluyó Kuroiwa.

Un desastre puede definirse como un evento o suceso que ocurre en la mayoría de los casos en forma repentina e inesperada causando sobre los elementos sometidos alteraciones intensas, representadas en la pérdida de vida y salud de la población, la destrucción o pérdida de los bienes de una colectividad y daños severos sobre el medio ambiente. Esta situación significa la desorganización de los patrones normales de vida generando adversidad, desamparo y sufrimiento en las personas, efectos sobre la estructura socioeconómica de una región o un país y la modificación del medio ambiente, lo cual determina la necesidad de asistencia y de intervención inmediata. Los desastres pueden ser originados por la manifestación de un fenómeno natural, provocados por el hombre o como consecuencia de una falla de carácter técnico en sistemas industriales o bélicos. Algunos desastres de origen natural corresponden a amenazas que no pueden ser neutralizadas debido a que difícilmente su mecanismo de origen puede ser intervenido, aunque en algunos casos puede controlarse parcialmente. Terremotos, erupciones volcánicas, tsunamis (maremotos) y huracanes son ejemplos de amenazas que aún no pueden ser intervenidas en la práctica, mientras que inundaciones, sequías y deslizamientos pueden llegar a controlarse o atenuarse con obras civiles de canalización y estabilización de suelos. Una lista amplia de los fenómenos naturales que pueden originar desastres o calamidades, es la siguiente:

Entendiendo estos fenómenos como los básicos, otros pueden considerarse resultado de los mismos, como el caso de las avalanchas o lahares y las lluvias o flujos de material piroclástico que están directamente asociados con el fenómeno volcánico, u otro tipo de fenómenos que pueden similarse como equivalentes, como el caso de tornados, ciclones tropicales o tifones que pueden relacionarse con el término huracanes. La mayoría de estos fenómenos ocurren en forma cataclísmica, es decir, súbitamente, y afectan un área no muy grande. Sin embargo hay casos como la desertificación y las sequías los cuales ocurren durante un largo período y sobre áreas extensas en forma casi irreversible. Los desastres de origen antrópico pueden ser originados intencionalmente por el hombre o por una falla de carácter técnico, la cual puede desencadenar fallas en serie causando un desastre de gran magnitud. Entre otros desastres de origen antrópico pueden mencionarse los siguientes:

En general, existe una diversidad de posibles desastres de origen tecnológico. En la actualidad, los centros urbanos y los puertos ofrecen una alta susceptibilidad a que se presenten este tipo de eventos debido a la alta densificación de la industria, de la edificación y de los medios de transporte masivo de carga y población.

Los efectos que puede causar un desastre varían dependiendo de las características propias de los elementos expuestos y de la naturaleza del evento mismo. El impacto puede causar diferentes tipos de alteraciones. En general pueden considerarse como elementos bajo riesgo la población, el medio ambiente y la estructura física representada por la vivienda, la industria, el comercio y los servicios públicos. Los efectos pueden clasificarse en pérdidas directas e indirectas. Las pérdidas directas están relacionadas con el daño físico, expresado en víctimas, en daños en la infraestructura de servicios públicos, daños en las edificaciones, el espacio urbano, la industria, el comercio y el deterioro del medio ambiente, es decir, la alteración física del hábitat. Las pérdidas indirectas generalmente pueden subdividirse en efectos sociales tales como la interrupción del transporte, de los servicios públicos, de los medios de información y la desfavorable imagen que puede tomar una región con respecto a otras; y en efectos económicos que representan la alteración del comercio y la industria como consecuencia de la baja en la producción, la desmotivación de la inversión y la generación de gastos de rehabilitación y reconstrucción. En un amplio número de países en desarrollo, como los países de América Latina, se han presentado desastres en los cuales han muerto miles de personas y se han perdido cientos de millones de dólares en veinte o treinta segundos. Cifras en muchos casos incalculables en eventos cuyos costos directos y obviamente indirectos pueden llegar a un inmenso porcentaje de su Producto Interno Bruto. Debido a la recurrencia de diferentes tipos de desastres, en varios países del continente, se puede llegar a tener un significativo porcentaje promedio anual de pérdidas por desastres naturales con respecto a su Producto Nacional Bruto. Situación que, como es obvio, se traduce en empobrecimiento de la población y estancamiento, puesto que implica llevar a cabo gastos no previstos que afectan la balanza de pagos y en general el desarrollo económico de los mismos. Las medidas de prevención contra los efectos de los desastres deben considerarse como parte fundamental de los procesos de desarrollo integral a nivel regional y urbano, con el fin de reducir el nivel de riesgo existente.

Dado que eventos de estas características pueden causar grave impacto en el desarrollo de las comunidades expuestas, es necesario enfrentar la ejecución de medidas preventivas versus la recuperación posterior a los desastres, e incorporar los análisis de riesgo a los aspectos sociales y económicos de cada región o país.

El impacto de los desastres en las actividades humanas ha sido un tema tratado en los últimos años en un amplio número de publicaciones desarrolladas por diversas disciplinas que han conceptual izado sus componentes en forma diferente, aunque en la mayoría de los casos de una manera similar. La Oficina del Coordinador de las Naciones Unidas para Casos de Desastre (UNDRO—actualmente Oficina de las Naciones Unidas para Asuntos Humanitarios—ONU/DAH) en conjunto con la Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura (UNESCO) promovió una reunión de expertos con el fin de proponer una unificación de definiciones que ha sido ampliamente aceptada en los últimos años. Entre otros conceptos, el informe de dicha reunión «Desastres Naturales y Análisis de Vulnerabilidad» incluyó los siguientes:

Amenaza o peligro (Hazard - H ), definida como la probabilidad de ocurrencia de un evento potencialmente desastroso durante cierto período de tiempo en un sitio dado.

Vulnerabilidad (V), como el grado de pérdida de un elemento o grupo de elementos bajo riesgo resultado de la probable ocurrencia de un evento desastroso, expresada en una escala desde 0 o sin daño a 1 o pérdida total.

Riesgo Específico (Specific Risk - R s ), como el grado de pérdidas esperadas debido a la ocurrencia de un evento particular y como una función de la amenaza y la vulnerabilidad.

Elementos Bajo Riesgo (E), como la población, las edificaciones y obras civiles, las actividades económicas, los servicios públicos, las utilidades y la infraestructura expuesta en un área determinada.

Riesgo Total (Total Risk - R t ), como el número de pérdidas humanas, heridos, daños a las propiedades y efectos sobre la actividad económica debido a la ocurrencia de un evento desastroso, es decir, el producto del riesgo específico R s y los elementos bajo riesgo E.

En otras palabras la evaluación del riesgo puede llevarse a cabo mediante la siguiente formulación general:

Considerando la exposición E implícita en la vulnerabilidad V, sin que esto modifique la concepción original, podría plantearse que: Una vez conocida la amenaza o peligro A i , entendida como la probabilidad de que se presente un evento con una intensidad mayor o igual a i durante un período de exposición t, y conocida la vulnerabilidad V e , entendida como la predisposición intrínseca de un elemento expuesto e a ser afectado o de ser susceptible a sufrir una pérdida ante la ocurrencia de un evento con una intensidad i, el riesgo R ie puede entenderse como la probabilidad de que se presente una pérdida sobre el elemento e, como consecuencia de la ocurrencia de un evento con una intensidad mayor o igual a i,

es decir, la probabilidad de exceder unas consecuencias sociales y económicas durante un período de tiempo t dado.

De una manera más exacta, entonces, pueden distinguirse dos conceptos que en ocasiones han sido equivocadamente considerados como sinónimos pero que son definitivamente diferentes tanto desde el punto de vista cualitativo como cuantitativo:

La amenaza o peligro, o factor de riesgo externo de un sujeto o sistema, representado por un peligro latente asociado con un fenómeno físico de origen natural o tecnológico que puede presentarse en un sitio específico y en un tiempo determinado produciendo efectos adversos en las personas, los bienes y/o el medio ambiente, matemáticamente expresado como la probabilidad de exceder un nivel de ocurrencia de un evento con una cierta intensidad en un cierto sitio y en cierto período de tiempo.

El riesgo, o daño, destrucción o pérdida esperada obtenida de la convolución de la probabilidad de ocurrencia de eventos peligrosos y de la vulnerabilidad de los elementos expuestos a tales amenazas, matemáticamente expresado como la probabilidad de exceder un nivel de consecuencias económicas y sociales en un cierto sitio y en un cierto período de tiempo. En términos generales, la «vulnerabilidad» puede entenderse, entonces, como la predisposición intrínseca de un sujeto o elemento a sufrir daño debido a posibles acciones externas, y por lo tanto su evaluación contribuye en forma fundamental al conocimiento del riesgo mediante interacciones del elemento susceptible con el ambiente peligroso. La diferencia fundamental entre la amenaza y el riesgo está en que la amenaza está relacionada con la probabilidad de que se manifieste un evento natural o un evento provocado, mientras que el riesgo está relacionado con la probabilidad que se manifiesten ciertas consecuencias, las cuales están íntimamente relacionadas no sólo con el grado de exposición de los elementos sometidos sino con la vulnerabilidad que tienen dichos elementos a ser afectados por el evento.

Los sismos consisten en liberaciones súbitas de energía de deformación de la tierra, acumulada durante años en los sitios de la corteza terrestre en los cuales tiene lugar esa deformación. Las causas principales de las deformaciones de la corteza se encuentran en las fuerzas que arrastran a los sectores de los que está compuesta (las llamadas placas tectónicas), y a las que se oponen fuerzas contrarias en las placas adyacentes. Sobre la naturaleza de todas estas fuerzas no hay claridad suficiente aún, pero pueden deberse o bien a las altas temperaturas interiores de la tierra, o a la fuerza de gravedad. Los sismos originados por esta causa tienen generalmente una profundidad media a alta. Las fuerzas que se desarrollan en las placas tectónicas producen a su vez, agrietamientos dentro de la placa misma, conocidos como fallas geológicas. En ellas pueden manifestarse fuerzas derivadas de la actividad tectónica, que tienden a mover un sector de la falla, generando la reacción contraria en el sector opuesto de la misma, con lo que se origina el proceso de acumulación de energía de deformación. Los sismos causados por fallas activas, en términos generales, tienen poca o media profundidad, y son en consecuencia muy peligrosos. Las maneras usuales de medición de un sismo son las relativas a su energía, a su ubicación y a su manifestación en la superficie de las ciudades o sitios de interés. La energía del sismo se mide por medio de la Magnitud, ideada por Richter como un número sencillo, que se relaciona con la energía liberada por medio de la fórmula:

La medición de la magnitud, así como la localización del sitio de ocurrencia del fenómeno (hipocentro) se realiza por medio de sismómetros. Como tal, la magnitud no es más que una medida referente al suceso mismo del sismo en el sitio de liberación de la energía. Para sitios alejados del mismo, dicha energía se atenúa debido a las propiedades de amortiguamiento de las rocas por las que transitan las ondas sísmicas. Es por esto que la manifestación sobre las ciudades de interés es más conveniente medirla en términos de los movimientos mismos del suelo. Esta medición, realizada por medio de acelerómetros, registra generalmente el movimiento del suelo en las tres direcciones del espacio, en términos de su aceleración, ya que en esta información está contenida la referente a la velocidad y a la deformación del suelo.

El movimiento del suelo es, en consecuencia, una función de la magnitud del sismo, su distancia al sitio de ocurrencia de la liberación de energía, y de las propiedades de atenuación de la misma de la provincia geológica. Los estudios de amenaza sísmica buscan establecer, para cada sitio de interés, un sismo de baja probabilidad de ser excedido en un lapso que se considere adecuado como vida media de la edificación o edificaciones a construir, de acuerdo a la información disponible sobre las fuentes sísmicas que afecten a ese sitio. Además de lo mencionado anteriormente, los siguientes factores pueden influir sobre el impacto del sismo en las ciudades: P La amplificación de las ondas sísmicas por parte de los suelos. Es este un hecho que recibe actualmente gran atención por parte de los investigadores, debido a que los sismos pueden recibir una amplificación de su energía en grandes valores, debido a las características de los suelos sobre los cuales se apoyan los edificios de las ciudades. Terremotos ocurridos a grandes distancias que prácticamente no son importantes sobre suelos duros o rocosos se amplifican destructivamente cuando encuentran suelos blandos, usualmente de origen lacustre. P Licuación de suelos. En ciertos casos, especialmente en el de suelos arenosos saturados de gradación uniforme, puede ocurrir el fenómeno de licuación del suelo, que consiste en el hundimiento súbito del mismo por causa del aumento de la presión del agua contenida en el suelo al suceder la vibración sísmica, lo que puede ser catastrófico. P Movimientos en masa. Los terrenos montañosos pueden sufrir deslizamientos o derrumbes como consecuencia del empuje sísmico de la tierra. En ocasiones los movimientos en masa no ocurren inmediatamente después de que ocurre el sismo sino al cabo de varias horas o días.

Asentamientos del suelo. Pueden ocurrir en suelos poco consolidados, o apoyados en capas de suelos que hayan sufrido licuación, etc.

Tsunamis o maremotos. Olas marinas generadas por la actividad sísmica del suelo oceánico. Causan inundaciones en áreas costeras y pueden afectar a otras áreas ubicadas a miles de kilómetros del sitio donde ocurrió el terremoto generador.

Peligros indirectos. Las fuerzas del sismo pueden causar la falla de presas, lo cual puede agravar los efectos del evento aguas abajo de los embalses; o contaminación por daños en plantas industriales, tales como el escape de gases o sustancias peligrosas, explosiones e incendios. La mayoría de los daños causados por sismos se deben a los fuertes movimientos del terreno. Eventos de grandes magnitudes han sido sentidos en áreas del orden de 5 millones de kilómetros cuadrados. Por esta razón, las decisiones de ingeniería se toman normalmente sobre la base de evaluaciones de grandes movimientos, expresados en términos de la máxima aceleración que se espera del movimiento del suelo en cada sitio. La América Central y la América del Sur, especialmente en sus costas del Océano Pacífico, son zonas de alta sismicidad y amenaza sísmica. Algunos sismos de especial importancia han ocurrido entre Costa Rica y Panamá (8.3 en 1904), la frontera entre Colombia y Ecuador (8.9 en 1906), en el Perú (8.6 en 1942), al norte de Santo Domingo (8.1 en 1946) y en Chile (8.4 en 1960). En general, todos los países de América Latina tienen algún grado de amenaza sísmica, dado que en sus diferentes provincias se han presentado terremotos que aunque no son recordados como eventos de gran magnitud sí han causado grandes catástrofes y daños frecuentemente. Aproximadamente 100.000 habitantes de esta región han muerto como consecuencia de los terremotos durante el presente siglo, 50.000 como consecuencia de erupciones volcánicas y la cifra de heridos supera ampliamente a la de muertos. Los hospitales y en general las instalaciones de la salud son elementos expuestos que pueden sufrir graves daños como consecuencia de la ocurrencia de sismos intensos. En otras palabras, el riesgo sísmico de las instalaciones de la salud puede llegar a ser muy alto, razón por la cual es necesario construir las nuevas edificaciones con requisitos sismo-resistentes adecuados de acuerdo con la amenaza sísmica de cada zona y también es necesario evaluar la vulnerabilidad sísmica de las edificaciones existentes, con el fin de identificar sus debilidades y diseñar y construir las intervenciones físicas o restructuraciones que sean necesarias. El cuadro 1 presenta una lista de algunos hospitales que han tenido fallas muy graves o colapso estructural como consecuencia de sismos.

Sacudida sísmica: Conjunto de movimientos vibratorios del terreno. Hipocentro: Punto donde se inicia el terremoto.

Epicentro: Punto de la superficie situado en la vertical del foco o hipocentro.

Precursores: Terremotos más pequeños que ocurren antes del terremoto principal.

Magnitud: Parámetro ideado por Richter que indica el tamaño y la energía liberada por el terremoto en forma de ondas sísmicas. La escala de magnitud no tiene límites, aunque no se han observado terremotos de magnitud local superior a 9.

Intensidad: Parámetro que indica el efecto de las sacudidas en un lugar afectado por las sacudidas sísmicas. Se mide a través de las reacciones de las personas, del grado de destrozos producidos en las construcciones y por las perturbaciones provocadas en el terreno (grietas, deslizamientos, desprendimientos, etc.). La escala oficial en España es la M.S. K. Está dividida en 12 grados. Los destrozos empiezan a ser importantes a partir del grado VII.