Sismicidad y Vulcanismo (página 2)

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

2.1 TIPOS DE
VOLCANES

Vulcanismo de superficie

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

Volcanes de fisura

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

Volcanes Centrales

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

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

Volcán Escudo

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

Volcanes de Superficie y Tectónica de Placas

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

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

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

3.0
Calderas

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

4.0 Materiales
Volcánicos

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

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

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

5.0
Erupciones

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

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

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

5.1 Tipos
de Erupciones Volcánicas

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

Hawaiano

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

Stromboliano

Erupción del Stromboli en 1980.

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

Vulcaniano

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

Vesubiano

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

Mar

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

Peleano

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

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

Krakatoano

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

Erupciones submarinas

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

6.0 Depósitos
volcánicos

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

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

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

7.0 Formas
Ígneas

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

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

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

8.0
Puntos Calientes

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

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

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

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

9.0 Volcanes
extraterrestres

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

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

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

Sismicidad:

1.0 ¿Que
es la Sismología?

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

2.0 Fenómenos
sísmicos

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

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

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

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

Medición
de sismos:

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

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

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

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

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

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

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

Problemas con la escala sismológica
de Richter

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

Tabla de
Magnitudes

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

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

Escala de
Mercalli

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

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

Terremotos en cifras

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

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

Los principios de la
predicción de terremotos

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

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

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

Bibliografía:

• ENCICLOPEDIA DE CONSULTA MS ENCARTA 2005
• INTERNET:

Autor:

Gonzalo Rey Branca

Establecimiento Educativo: EET Nº4

Geografía Mundial

Profesora: Melina López

Curso: 2º 1ª turno mañana