EL RIESGO SÍSMICO. Primera parte

ADA-Madrid. UCM, Riesgo Sïsmico -1, Yolanda Sanchez:Moya  y Alfonso Sopeña. 2008-2012. 

Definición y conceptos

Se llama sismo (del griego σεισμός=mover) a cualquier movimiento del terreno. Los sismos pequeños se denominan temblores, mientras que los grandes, es decir, aquellos que pueden causar daños graves, reciben el nombre de terremotos o macrosismos. Un maremoto es un terremoto ocurrido bajo el fondo marino. A veces, también reciben este nombre las olas causadas por los maremotos. Sin embargo, esto no es correcto. Este tipo de grandes olas causadas por los maremotos se deben denominar tsunamis.

Un terremoto es una vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía. Lo más frecuente es que los terremotos se produzcan por el deslizamiento de la corteza terrestre a lo largo de una falla. La energía liberada irradia en forma de ondas y en todas las direcciones desde un origen llamado foco. Los terremotos generan ondas sísmicas que se transmiten a través de la Tierra. La energía de las ondas sísmicas se disipa según se alejan foco.

Los terremotos tienen su origen en profundidad en una zona que se denomina hipocentro. La proyección del punto sobre la superficie terrestre se llama epicentro. El hipocentro es el punto donde se inicia la ruptura y a partir del cuál se propagan las ondas, pero este no es necesariamente el punto desde donde se irradia la mayor cantidad de energía de un terremoto.

La energía liberada por los sismos más grandes es enorme (del orden de ergs). Puede ser 100.000 veces mayor que la bomba atómica de 20 kilotones que destruyó Hiroshima, y aún mayor que la de las grandes bombas nucleares de varios megatones (1 kilotón = 4.2 x ergs) (Burridge et al., 1979).

Se denominan preeventos, o sismos premonitores (McNally, 1982), a los temblores que ocurren segundos o meses antes de un temblor grande. Su estudio proporciona información para predecir la ocurrencia del evento principal.

Después de un temblor grande es frecuente que se produzcan otros pequeños llamados réplicas. Sus focos están localizados en el área de ruptura del evento principal o en su periferia. Las replicas se generan por roturas en áreas resistentes que no se rompieron durante el evento principal o por la extensión del plano de falla.

Un evento múltiple es aquel en el que alguno de los sismos que siguen al evento principal es aproximadamente del mismo tamaño que él. Se llama enjambre a un número de eventos de similares características. Los sismos que lo componen suelen ser muy grandes y este tipo de terremotos son característicos de zonas donde la corteza terrestre puede alcanzar temperaturas altas (áreas volcánicas, geotérmicas y de creación de nueva corteza terrestre).

Generación de los Terremotos

La Sismología es la Ciencia que estudia todo lo referente a los sismos, la fuente que los produce (localización, orientación, mecanismo, tamaño, etc.), las ondas elásticas que generan (modo de propagación, dispersión, amplitudes, etc.) y el medio físico que atraviesan estas ondas.

Los movimientos que producen la mayoría de los terremotos ocurren a lo largo de fallas o sistemas de fallas que corresponden a grandes zonas de debilidad de la corteza terrestre. La relación entre fallas y terremotos la propuso Suess en 1875. Con posterioridad, Reid en 1906, basándose en los datos obtenidos durante el gran terremoto de San Francisco, formuló la hipótesis del rebote elástico.

Según la teoría del rebote elástico, la mayor parte de los terremotos se produce por la liberación rápida de la energía elástica almacenada en rocas sometidas a grandes esfuerzos. Cuando se supera su límite de resistencia, la roca se rompe de forma súbita y provoca las vibraciones características de los sismos.

Cada segmento de falla puede comportarse de manera diferente. Algunas fallas presentan un desplazamiento lento y gradual conocido como fault creep, que ocurre de una manera relativamente suave y con poca actividad sísmica apreciable (Kanamori, 1977). Otras fallas o segmentos de falla se deslizan de manera regular produciendo terremotos pequeños o bien almacenan energía elástica durante centenares de años antes de romperse, provocando grandes terremotos. El último proceso se describe como stick slip.

No todo el movimiento que se produce a lo largo de las fallas es horizontal. El desplazamiento vertical también es común. Con frecuencia, los terremotos tienen lugar a grandes profundidades y no se produce desplazamiento alguno en la superficie.

En resumen, las fallas se generan como respuesta al esfuerzo o stress tectónico que se manifiesta como una presión direccional y que se resuelve mediante la fractura de un volumen de roca. El proceso de incremento- relajación del stress puede repetirse a lo largo del tiempo.

Cada tipo de falla se representa por un conjunto de fuerzas llamado doble par. La magnitud de cada uno de los pares de fuerzas se llama momento sísmico. En general, una falla irradia cantidades distintas de energía en diferentes direcciones. Parte de la energía elástica almacenada en la roca deformada se emplea en generar la fractura y vencer la fricción entre los labios de la falla. Otra parte permanece en las rocas (esfuerzo residual) y el resto se libera en forma de ondas sísmicas. La energía liberada se llama energía sísmica. Solo una fracción de esta energía, entorno al 1%, se irradia en forma de ondas sísmicas.

Los sismos se consideran someros, si ocurren a una profundidad menor de 60 km; profundos, si ocurren a más de 300 km de profundidad, y de profundidad intermedia en el resto de los casos. A veces se emplea el término profundidad normal para indicar profundidades comprendidas entre 30 y 60 km (Richter, 1957; Hunt, 2007).

Los terremotos suelen tener fuentes complejas ya que la roca no rompe en todo el plano de falla al mismo tiempo. La ruptura se inicia en un punto a partir del cual se propaga con una velocidad próxima a las de ondas de cizalla. Se tarda un tiempo (tiempo de ruptura), en alcanzar la extensión total. La ruptura puede ser gradual y continua y generar ondas de periodo largo, o como una sucesión de sismos más pequeños y generar ondas que presentan vibraciones muy rápidas.

Gran parte de los movimientos que se produce en los sistemas de fallas se explican según la teoría de la Tectónica de placas. Las placas interactúan entre sí generando el stress cuya liberación da lugar a sacudidas sísmicas de diversa magnitud. Los grandes sismos se localizan en los límites de placas. En la figura adjunta están representadas las áreas de mayor sismicidad de la superficie terrestre.

El mapa de sismicidad de la Península Ibérica de la siguiente imagen, está tomado de la base de datos del Instituto Geográfico Nacional y actualizado para el año 2003. Los epicentros del periodo histórico entre los años 1048 y 1919 están representados mediante círculos en rojo, mientras que los correspondientes al periodo instrumental 1920-2003, se representan en azul.

Además de las fuentes asociadas con fallas que se conocen como fuentes tectónicas, existen otros tipos de fuentes sísmicas. Cabe destacar las siguientes:

Fuentes de colapso: Son, generalmente, poco energéticas y las ondas que producen no son peligrosas. El colapso, sin embargo, puede serlo (por ejemplo, en el caso de colapsos en túneles). Las fuentes más grandes de este tipo de colapsos se localizan en la parte superior de algunos volcanes y son la consecuencia de erupciones de tipo explosivo.

Fuentes explosivas: Pueden ser desde muy pequeñas (por ejemplo, las asociadas con explosivos químicos) o de gran magnitud, como las que generan las bombas nucleares. Las explosiones sobre la superficie terrestre producen ondas sísmicas de magnitud muy pequeña, por lo que sólo tienen interés sismológico las subterráneas. Se ha observado que algunas explosiones nucleares subterráneas provocan sismos tectónicos porque inducen la liberación de la energía elástica acumulada alrededor del lugar de la explosión. Este efecto se conoce como liberación tectónica.

Fuentes volcánicas. Existen cuatro tipos de fuentes sísmicas (MCNutt, 1986) asociadas con la actividad volcánica:

1. Sismo volcánico tipo A: En general son pequeños (M < 6), ocurren a profundidades de 1 a 20 km bajo los volcanes, y usualmente en forma de enjambres. Presentan altas frecuencias y el comienzo de los registros de estos eventos en los sismogramas es súbito y abrupto.
2. Sismos volcánicos tipo B: Ocurren por lo general en, o cerca de, los cráteres activos. Son muy someros y de magnitudes muy pequeñas. Generan como ondas superficiales. Se emplean para predecir erupciones. Probablemente, los causan procesos de degasificación del magma.
3. Tremor volcánico: Son vibraciones más o menos continuas causadas por movimientos de la columna magmática y/o por multitud de enjambres de tipo B. Sirve también de ayuda en la predicción de erupciones.
4. Sismos volcánicos explosivos: Generados por las erupciones explosivas. Solamente afectan a las inmediaciones del volcán. La mayor parte de la energía de la erupción se disipa en el aire. Las erupciones explosivas de gran magnitud generan una onda de choque que se propaga como onda sónica en el aire y se registra en los sismógrafos cercanos del volcán.

Fuentes de impacto: Los meteoritos también producen terremotos que lógicamente de la magnitud del impacto sobre la superficie terrestre. En el pasado, debieron producirse enormes terremotos con consecuencia de impactos de gran importancia como por ejemplo el de la Península del Yucatán en el límite entre el Cretácico y el Terciario.

1. Internas: Fallas, Explosiones internas, Flujo hidrológico, Movimientos del magma, Explotación minera subterránea.
2. Externas: Vientos, presión atmosferica, Oleaje y mareas, Ruido cultural (trafico, trenes.), Impacto de meteoritos, Explotación minera superficial, Lanzamiento de cohetes, Despegue y aterrizaje de aviones.
3. Mixtas: erupciones volcánicas, deslizamientos, avalanchas.

Propagación de las ondas sísmicas

La sismología data de hace casi 2.000 años. Los primeros en intentar establecer la dirección de procedencia de las ondas sísmicas fueron los chinos. El precioso instrumento utilizado fue una gran jarra hueca que contenía una masa suspendida de la tapa. Esta masa similar a un péndulo de reloj estaba conectada con las mandíbulas de varias figuras de dragones que rodeaban en círculo el envase. Las mandíbulas de cada dragón sostenían una bola de metal. Cuando las ondas de los terremotos alcanzaban el "instrumento", el movimiento relativo entre la masa suspendida y la jarra desalojaba parte de las bolas que caían en las bocas abiertas unas ranas metálicas situadas debajo.

Los sismógrafos modernos constan de una masa suspendida libremente de un soporte que se fija al terreno. Cuando se produce una vibración, la masa se mantiene relativamente estacionaria por inercia, mientras que la Tierra y el soporte se mueven. El movimiento de la Tierra con respecto a la masa se registra en un tambor giratorio o una cinta magnética. Los terremotos causan movimientos verticales y horizontales del terreno, por tanto son necesarios varios tipos de sismógrafos. Los registros obtenidos se llaman sismogramas y proporcionan información relativa al comportamiento de las ondas sísmicas. Actualmente, se emplean sismógrafos de banda ancha que permiten obtener registros digitales del movimiento y amplifican la frecuencia.

La Ingeniería Sísmica estudia las fuerzas que actúan sobre los edificios durante un sismo. Para entender estas fuerzas se desarrollaron los acelerógrafos, que miden la aceleración del suelo o la fuerza que actúa sobre los edificios en función del tiempo. Este tipo de registros se llaman acelerogramas y de alguna forma permiten medir la aceleración del terreno en un sitio dado y en función del tiempo. La aceleración se registra generalmente en tres direcciones: dos componentes horizontales, ortogonales entre sí, y una vertical. Actualmente, con los avances tecnológicos y los sensores de banda ancha, no hay casi diferencia entre los sismógrafos y los acelerógrafos. Sin embargo, los acelerógrafos no registran de forma continua y generalmente sólo se activan cuando registran una onda sísmica de alta velocidad.

Tipos de ondas sísmicas

Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica. Si el medio a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica. Se llama frente de onda al conjunto de todos los puntos del espacio alcanzados simultáneamente por una onda. Un ejemplo familiar es el de las ondas de la superficie de un lago cuando se lanza un objeto. Los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose de la fuente, es decir, del lugar donde se originó el movimiento.

La dirección en la que viajan las ondas es perpendicular a su frente. Las lineas teóricas perpendiculares a la tangente de la onda en cada punto se llaman rayos, y son útiles para describir las trayectorias de la energía sísmica. La onda sísmica deforma el terreno según la energía elástica que se desplaza.

Las ondas sísmicas tienen las mismas propiedades que cualquier otro tipo de ondas. Se caracterizan por:

1. Su frecuencia f, el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo, expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz).
2. Su periodo T = 1/f, el tiempo que tarda en repetirse, expresado en segundos.
3. Su amplitud A, el máximo valor que puede tomar, expresada en unidades de longitud (usualmente micras o centímetros).
4. Su fase, qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo está, para un tiempo o lugar de referencia.

Por lo general, las ondas de período corto tienen amplitudes mayores, mientras que las de períodos largos son de menor amplitud. Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo), según predominen en su espectro una u otra componente.

Las ondas sísmicas son energía elástica que irradia desde el foco en todas direcciones. La ruptura de las rocas y el movimiento a lo largo de los planos de falla produce una serie de ondas que viajan en el interior de las rocas y en la superficie.

La Tierra está formada por capas con densidad, espesor y constitución diferentes. La trayectoria de las ondas sísmicas cambia de ángulo según el tipo de material que atraviesan. Dentro de cada capa existen también irregularidades que dificultan la propagación. Todos estos obstáculos producen pérdidas de energía. 

 

Cuando se produce un terremoto, como ya se ha diho, las ondas sísmicas irradian en todas direcciones a partir del hipocentro. Se clasifican en dos grandes grupos según la forma de propagación: ondas de cuerpo y ondas superficiales. 

Ondas de cuerpo son las que viajan a través del interior de la tierra. Las ondas superficiales, por el contrario, viajan a lo largo de la superficie. Las ondas de cuerpo siempre se registran en los sismogramas mientras que las ondas superficiales solo aparecen en los registros de terremotos cuyo hipocentro no ha sido muy profundo.

 

Para aprender cómo se utilizan las ondas sísmicas en la determinación de la magnitud de un terremoto y localizar su epicentro puedes visitar, Virtual Courseware: Terremoto.

 

En un sismograma se llama coda, a la parte del registro que decae conforme pasa el tiempo hasta recuperar el nivel original. La coda puede durar un tiempo significativo dependiendo del tamaño del sismo.

Tipo de onda

1.  Ondas en el interior (ondas de cuerpo).

• P (Ondas Principales, ondas compresionales) Frecuencia: 0,5 -20 Hertz (ciclos / s)
• S (Ondas Secundarias, ondas de cizalla) Frecuencia: 0,5 -20 Hertz (ciclos / s)

2.  Ondas superficiales

• L (Ondas Love) Frecuencia: < 1 Hertz 
• R (Ondas Rayleigh) Frecuencia: < 1 Hertz 

Las ondas de cuerpo que viajan a través del interior de la Tierra se dividen en ondas P y ondas S.

En las ondas P (Primeras o Primarias), las partículas del medio se desplazan en la dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones. La vibración se produce en el sentido de avance de la onda. Son las más rápidas con velocidades de más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a la superficie, y de más de 11 km/s en el interior de la Tierra. Por tanto, son las primeras en llegar y las primeras que se registran en los sismogramas.

 

En las ondas de cizalla, ondas S, las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a la dirección de propagación y por tanto, son más lentas que las P. Su velocidad es aproximadamente 1/3 de la velocidad de la onda P, (condición de Poisson). Como este tipo de ondas llegan en segundo lugar se le llamó secundarias. No se transmiten en los liquidos a diferencia de las ondas P.

 

Las ondas S cambian transitoriamente la forma del material que las transmite. Al paso de una onda de este tipo, las partículas del terreno se desplazan en cualquier dirección perpendicular a la de propagación. Sin embargo, tambien pueden desplazarse en una sola dirección. En este caso se dice que las ondas están polarizadas. Normalmente la onda S tiene mayor amplitud que la P, y se siente con mayor intensidad.

Cuando las ondas P y S llegan a la superficie, se originan ondas superficiales llamadas R y L. Se caracterizan por su baja frecuencia y gran longitud de onda. Son de máxima amplitud en superficie y nula en grandes profundidades. Se producen por interferencia de las P y S, y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos (los que ocurren a más de 1000 km de distancia del observador), las ondas superficiales llegan mucho más tarde que las P o las S. El movimiento de este tipo de ondas es complejo. Presentan un movimiento ascendente y descendente pero además, tienen una componente lateral similar a una onda S orientada en un plano horizontal. Este último movimiento es particularmente peligroso para los cimientos de las estructuras.

 

 

Ondas de Rayleigh: Se les llama R, o LR cuando son de periodo muy largo. Se deben a la interacción entre las ondas P y la componente vertical de las ondas S. En las ondas R cada partícula de la superficie del terreno al paso de la onda describe una elipse. El estudio de las ondas R permite determinar la profundidad del foco de un terremoto y distinguirlo de una explosión nuclear que siempre es somera. En general, los sismos más someros generan mayores ondas superficiales que los profundos.

 

Ondas de Love (en inglés love waves): Se conocen por ondas L, G, o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de la componente horizontal de las ondas S. Son más veloces que las Rayleigh.

 

 

El efecto combinado de los diferentes tipos de ondas puede verse en la siguiente imagen:

Controles primarios

La característica principal de un terremoto es el temblor o la vibración sísmica. Este fenómeno puede estar acompañado por otros como desplazamiento a lo largo de las fallas, subsidencia del terreno, licuefacción de los materiales, movimientos o deslizamientos de masas, aludes de nieve y hielo, inundaciones por ruptura de presas, incendios en núcleos urbanos, etc.

Para determinar el "tamaño" de un terremoto se utilizan dos variables: intensidad y magnitud.

La intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. Un sismo pequeño pero cercano a un núcleo urbano densamente poblado puede causar alarma y grandes daños, en cuyo caso decimos que su intensidad es grande. Un sismo grande pero localizado en un área desértica apenas causa daños y su intensidad será pequeña. Se denomina pleistocista al área donde se observa la mayor intensidad de un sismo.

En la actualidad existen varias escalas de intensidades, por ejemplo, la Escala Medvedev-Sponheuer-Karnik del año 1964 (MSK64) y la Escala Macrosísmica europea del año 1998 (EMS98) o la la escala JMA (Japanese Metereological Agency) (Wong, H. L y Trifunac 1979; Grunthal, 1998).

La más común en América es la escala modificada de Mercalli (I ó MM) que data de 1931 (Wood & Newman, 1931) y establece 12 grados en función de la percepción del terremoto y de los daños producidos.

• Grado I: Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.
• Grado II: Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.
• Grado III: Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable.
• Grado IV: Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando con un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.
• Grado V: Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.
• Grado VI: Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.
• Grado VII: Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.
• Grado VIII: Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.
• Grado IX: Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
• Grado X: Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.
• Grado XI: Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.
• Grado XII: Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba

En los mapas, los efectos de un sismo se represetan mediante curvas, llamadas isosistas. Delimitan las áreas donde se sintió con la misma intensidad. En la siguiente figura puede verse el mapa español de isosistas para el terremoto de Lisboa del 1 de noviembre de 1755. 

En general las mayores intensidades se observan cerca de la zona epicentral. Si embargo, en ocasiones, por las características particulares del terreno, un sismo puede causar los mayores daños a distancias lejanas del epicentro. Otro factor que hace que en ocasiones la región pleistocista no coincida con la epicentral, es la concentración de población.

Para más información sobre la localización de sismos recientes visitar European-Meiterranean Seismological Centre y Earthquake Hazards Program (USGS)

Magnitud y Energía

C. Richter (1935), definió la magnitud como el logaritmo en base 10 de la máxima amplitud (Amax, medida en cm), observada en un sismógrafo Wood-Anderson estándar (un sismógrafo de péndulo horizontal muy sencillo), menos una corrección por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debe tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero:

 ML= log (Amax)-log Ao (D)

Es una escala que se basa en el registro sismográfico y crece en forma potencial o semilogarítmica.

Richter (Richter, 1957) definió esta magnitud para California, Estados Unidos y para distancias menores de 600 km (de aquí su nombre de "local").

Magnitud en Escala Richter y Efectos del terremoto.

• Menos de 3.5,   Generalmente no se siente, pero es registrado
• 3.5 - 5.4, A menudo se siente, pero sólo causa daños menores
• 5.5 - 6.0, Ocasiona daños ligeros a edificios
• 6.1 - 6.9, Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.
• 7.0 - 7.9, Terremoto mayor. Causa graves daños
• 8 ó mayor, Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

El sistema para determinar la magnitud en función de la información sísmica puede resumirse en la siguiente figura:

 

Esta escala es "abierta". No hay un límite máximo teórico, salvo el dado por la energía total acumulada en cada placa, lo que sería una limitación de la Tierra y no de la escala. En la siguiente figura puede verse un ejemplo de como se determina gráficamente la magnitud.

Actualmente se prefiere usar las Escalas de Magnitud de Momento (Kanamori, 1979). Esta escala de Magnitud de Momento tiene la ventaja de que no se satura en el extremo más alto, como sucede con otras escalas. Es decir, no hay un valor particular, el cual una vez superado, haga que todos los terremotos de grandes proporciones tengan magnitudes muy similares. Por esta razón, la Magnitud de Momento es actualmente la estimación más usada para terremotos de grandes proporciones. Hay que señalar que el momento de un terremoto o momento sísmico, Mo, es una medida físicamente significativa del tamaño del terremoto, directamente relacionada con los parámetros fundamentales del proceso de falla. La relación entre el momento sísmico y la magnitud no es inmediata aplicándose con frecuencia un ajuste logarítmico.

Según el Instituto Geográfico Nacional, en España y a partir del 2 de junio de 2003, la magnitud asignada para los eventos regionales corticales, registrados a partir de esta fecha, se calcula con una nueva fórmula de magnitud basada en el máximo de amplitud y periodo del tren de ondas S (en la mayoría de los casos en el tren Lg), cuya expresión matemática es la siguiente:

mb= log10 (A/T) +1,17 log10 R + 0,0012 * R + 0,67

Donde: A: amplitud del desplazamiento del suelo en micras. T: periodo en segundos. R: distancia hipocentral (D² + h² )½ en Km. h: profundidad focal en km. D: distancia epicentral en Km.

Esta fórmula toma como referencia la local de Richter, de manera que para un periodo de 1 segundo las escalas coinciden a una distancia de referencia de 100.

Controles secundarios

Son factores que amplifican o disminuyen los efectos de la vibración sísmica. Los principales son la litología y la topografía del terreno. El efecto destructivo de las ondas sobre las construcciones civiles, se debe a que estas, presentan frecuencias naturales de vibración muy parecidas a las de los terremotos. Las construcciones bajas suelen presentar frecuencias naturales mayores que las construcciones elevadas.

Edificios bajos Mayor efecto destructor por Ondas de Alta frecuencia (P,S)

Edificios altos Mayor efecto destructor por Ondas de Baja frecuencia (L,R)

La duración de vibración sísmica también es importante. En general, a tiempos más cortos de la sacudida, corresponden daños menores.

La litología del área afectada juega un papel importante. El efecto de la vibración puede verse amplificado por la presencia de sedimentos poco consolidados. Por ejemplo, en el terremoto de México D.F. de 1985, los sedimentos lacustres sobre los que se asienta la cuidad contribuyeron al efecto devastador del terremoto. Los sedimentos poco consolidados aumentan la amplitud de las ondas y alargan su periodo.

 

La topografía también contribuye al aumento o disminución del efecto de las ondas sísmicas en un punto concreto. La amplificación favorecida por la topográfica es común en zonas de relieve abrupto, relieves en cuestas, cañones y laderas de alta pendiente. En zonas de cuestas la máxima amplificación ocurre para longitudes de onda sísmica comparable o levemente menores que el ancho de base del cerro.

La vulnerabilidad ante un terremoto es función de múltiples variables entre las que destacan la densidad de población, el tipo de construcciones en la zona y la hora del día en que se produce el terremoto. En general, las construcciones que no son de hormigón armado son susceptibles de sufrir daño sísmico.

Los daños más importantes se producen en edificaciones de adobe. Aunque para un estudiante español esta afirmación puede resultar pueril, conviene que recordar que el adobe es el material de edificación más barato y el único disponible en grandes zonas del planeta, donde otro tipo de materiales más nobles y resistentes, son escasos y caros.

Otros factores que influyen notablemente en el daño que produce un terremoto son:

La densidad de población en las regiones cercanas al lugar de ocurrencia del terremoto. Por ejemplo el terremoto de Alaska de 1964 de gran magnitud sísmica, produjo pocos daños, mientras que el relativamente pequeño de Anatolia en 1939, causó muchas víctimas.

Dependiendo de la posición respecto al hipocentro, se percibe más la componente principal horizontal o vertical. Cuando una población se localiza cerca del hipocentro, la energía sísmica llega de forma directa, por tanto, el tipo de movimiento que se apreciará será sobre todo, de componente vertical y de corta duración, pero muy intenso. Según se incrementa la distancia al hipocentro, las ondas tienden a dispersarse. Aunque el movmiento que predomina es horizontal, la pérdida de energía hace que el sismo se perciba como un evento de larga duración, pero de baja intensidad. La amplitud de las ondas es muy pequeña.

En síntesis, los terremotos cuyo hipocentro está muy cercano a la superficie, suelen sentirse en forma muy fuerte (causan grandes daños), pero sus efectos son bastante locales. Los sismos cuyo hipocentro es muy profundo afectan a un área más grande, pero sus efectos son menores y por lo general, no causan graves daños. 

 

Por último, otros factores aparentemente poco significativos, pueden agravar las consecuencias de los terremotos. Generalmente causan más víctimas los que ocurren de noche, aunque, si las construcciones más afectadas son grandes edificios, puede haber gran número de vitimas (fábricas, escuelas, almacenes, etc.).

El número de muertos es mayor cuando los damnificados deben enfrentarse, al mismo tiempo, a condiciones climáticas adversas que dificutan las labores de rescate. La acción rápida de los servicios de protección civil es decisiva en muchas catástrofes de cualquier índole. Un terremoto de magnitud similar puede tener impactos muy diferentes dependiendo de las condiciones particulares de cada área. Además, los terremotos actúan también como desencadenantes de otros desastres colaterales, inundaciones, aludes, etc. Por ejemplo, en el terremoto de Perú en 1970, se produjo un enorme número de víctimas por un alud que sepultó la ciudad de Yungay. En los sismos de Kwanto (1923) y de San Francisco (1906), los incendios fueron los culpables del mayor número de daños colaterales.