SISMOS, SISMOGRAFOS Y SISMOGRAMAS

¿Qué es un sismo?

Los sismos son perturbaciones súbitas en el interior de la tierra que dan origen a vibraciones o movimientos del suelo ; la causa principal y responsable de la mayoría de los sismos (grandes y pequeños) es la ruptura y fracturamiento de las rocas en las capas más exteriores de la tierra. Como resultado d un proceso gradual de acumulación de energía debido a los fenómenos geológicos que deforman la superficie de la tierra, dando lugar a las grandes cadenas montañosas.

En el interior de la tierra ocurre un fracturamiento súbito cuando la energía acumulada excede la resistencia de las rocas. Al ocurrir la ruptura, se propagan (en el interior de la tierra) una serie de ondas sísmicas que al llegar a la superficie sentimos como un temblor (Figura 2). Generalmente, los sismos ocurren en zonas de debilidad de la corteza terrestre que llamamos fallas geológicas. Existen también sismos menos frecuentes causados por la actividad volcánica en el interior de la tierra, y temblores artificiales ocasionados por la detonación de explosivos. El sitio donde se inicia la ruptura se llama foco y su proyección en la superficie de la tierra, epicentro (Figura 3).


Fig 3

El fenómeno sísmico es similar al hecho de arrojar un objeto a un estanque de agua. En ese caso, la energía liberada por el choque de dicho objeto con la superficie del agua se manifiesta como un frente de ondas, en este caso circular, que se aleja en forma concéntrica del punto donde cayó el objeto. En forma similar, las ondas sísmicas se alejan del foco propagándose por el interior de la tierra, produciendo vibraciones en la superficie. Por ejemplo, el sismo del 19 de septiembre de 1985, cuyo epicentro se ubicó en la costa de Michoacán, fue sentido a distancia de hasta 1 000 km del epicentro.

En el caso de la tierra existen fundamentalmente dos tipos de ondas sísmicas internas, es decir, vibraciones que se propagan en el interior de la tierra : ondas compresionales o longitudinales y ondas de corte o cizallamiento. Las ondas compresionales, llamadas P en la terminología sismológica, comprimen y dilatan el medio donde se propagan en una dirección de propagación del frente de ondas (Figura 4.a). Las ondas de sonido, por ejemplo, son ondas compresionales que se propagan en el aire. El segundo tipo de ondas que se propagan en sólidos son las ondas de corte., llamadas ondas S. En este caso la deformación que sufre el sólido es en dirección perpendicular a la trayectoria del frente de ondas (Figura 4.b). La propagación de esta ondas produce un esfuerzo cortante en el medio y de ahí el nombre de ondas de corte o cizallamiento.


Fig 4.a

Fig 4.b

La velocidad de propagación de las ondas en el interior de la tierra varía, dependiendo de la densidad y de las propiedades elásticas de las rocas. En rocas típicas de la corteza terrestre las ondas P se propagan a velocidades promedio de entre 4.5 y 6.5 km/seg, mientras que en el núcleo de la tierra, a profundidades de 6 000 km, la velocidad de las ondas P alcanzan los 15 km/seg. Las ondas S viajan a una velocidad más lenta que las ondas P; la relación aproximada entre ambas velocidades es:Vp = v 3Vs. Como viajan más rápidamente, las ondas P son registradas antes que las ondas S; es por ello que en sismología a las ondas compresionales se les llama ondas primarias (P) y a las ondas de corte, que arriban más tarde, ondas secundarias (S).

Además de las ondas internas P y S que hemos discutido arriba existe otro tipo de ondas que se propagan sobre la superficie de la tierra a velocidades menores que las de las ondas P y S. A esta clase de onda elásticas se les llama ondas superficiales.

¿Como se registran los sismos?

La vibración de la tierra debida a la ocurrencia de un temblor se observa experimentalmente con el auxilio de sismógrafos: instrumentos sumamente sensibles a los movimientos de la superficie de la tierra. Los primeros sismógrafos fueron construidos a finales del siglo pasado, empleando un sistema puramente mecánico. En la actualidad, estos se han modificado y perfeccionado, aunque el principio básico de operación es el mismo: una masa suspendida de un resorte sostenido por un soporte empotrado en el suelo. Cuando el suelo se mueve por el paso de las ondas sísmicas, también se mueve el soporte. Sin embargo, la inercia de la masa que ésta permanezca "estable" en su sitio, permitiéndonos medir así el desplazamiento relativo entre la masa y el suelo (figura 5).

FIG.5 Principio básico de operación y registro de un sismógrafo que mide el desplazamiento vertical del terreno.

Normalmente, el desplazamiento relativo de la masa con respecto al suelo es tan pequeño que es necesario amplificarlo para poder medirlo. Inicialmente, la amplificación se hacía mecánicamente, por medio de palancas ; en la actualidad se lleva a cabo electrónicamente y los instrumentos modernos amplifican el movimiento del terreno centenas de miles de veces. Una vez amplificado el movimiento del suelo, éste se registra en papel o en un cinta magnética. El registro obtenido en esta forma se llama sismograma. Además, los sismógrafos cuentan con un preciso control de tiempo que se inscribe directamente sobre los sismogramas para identificar exactamente el tiempo de llegada de las diferentes ondas sísmicas que arriban a una estación sismológica.

El diseño y construcción de los sismógrafos se ha perfeccionado notablemente ; en la actualidad existen redes sísmicas de detección, transmisión y registro de temblores que envían las señales detectadas por medio de radio, microondas o satélite a grandes distancias. Este tipo de redes permite estudiar la sismicidad de una amplia zona o de un región de difícil acceso.

LOCALIZACION DE EPICENTROS, SU INTENSIDD Y MAGNITUD

Determinación de epicentros

Como las ondas sísmicas viajan a diferentes velocidades, las diferencias de tiempo de arribo entre las ondas P y S registradas en una estación sismológica están en función directa de su distancia al sitio donde ha ocurrido el temblor. Por ejemplo, para distancias regionales la diferencia en segundos entre el tiempo de arribo de las ondas P (tp)y las ondas S (ts) multiplicada por ocho, nos da la distancia aproximada al epicentro en kilómetros [ distancia ~ 8 x (ts - tp)] . Sin embargo, es obvio que los datos de una sola estación no basta para determinar el epicentro del sismo, puesto que la diferencia (ts - tp) nos da la distancia, pero no la dirección ; es necesario contar con un mínimo de tres estaciones sismológicas que registren el temblor para poder estimar la ubicación del epicentro.

FIG.6. Conociendo la distancia (d) de una estación sismológica al epicentro, ésta puede representarse como un círculo de radio d con centro en dicha estación. Si contamos con observaciones al memos en tres estaciones, el punto de intersección (E) de los círculos corresponde al epicentro. En la figura se representa el ejemplo de un sismo en las costas de Guerrero, localizado mediante registros de las estaciones: Tacubaya, D.F. (TAC); Presa Infernillo, Mich. (PIM); y Pinoterpa Nacional, Oax. (PIO).

En términos generales, la localización es relativamente simple : basta ubicar las estaciones sismológicas en un mapa y trazar para, para cada una de ellas, un círculo cuyo radio sea igual a la distancia de la estación al epicentro que se ha calculado con base en las diferencias de llegada de las ondas P y S. El punto o región donde se intersectan los círculos trazados es el epicentro (Figura 6). En la práctica, el procedimiento para localizar epicentros en los observatorios sismológicos es más complicado, pues debe tomarse en consideración la estructura interna y la esferidad de la tierra. Las localizaciones epicentrales se hacen rutinariamente por medio de una computadora, aunque el principio general es el mismo ya descrito.

Escalas de intensidad

Los primeros intentos que se hicieron para catalogar y cuantificar los temblores se basaron en su poder destructivo, haciendo estudios descriptivos de los daños ocasionados por ellos. A finales del siglo pasado, el sismólogo italiano de-Rossi y el suizo forel propusieron la escala de intensidad de diez grados conocida como Rossi-Forel, para catalogar los daños producidos por los sismos. Posteriormente, el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli propuso en 1902 una escala de doce grados.

Actualmente existen varias escalas de intensidad usadas en el mundo. En México, la más frecuentemente utilizada es la Escala de Intensidades de Mercalli Modificada (MM), que fue abreviada por Charles Richter en 1956, tomando como base la escala original de Mercalli. Para indicar la intensidad se ha convenido el uso de números romanos. La intensidad de grado II (MM) en esta escala corresponde a temblores sentidos únicamente en circunstancias especialmente favorables pero que generalmente pararían desapercibidos. La intensidad máxima de XII implica que hubo destrucción total, se observaron objetos que fueron arrojados al aire y se pudo apreciar el movimiento ondulatorio del suelo a simple vista. En la tabla 1 se reproduce la Escala de Intensidades Modificadas de Mercalli.

De estas descripciones se puede constatar que las escalas de intensidad representan únicamente una medida del poder destructivo de un temblor o de los efectos que éste tuvo sobre seres humanos y edificaciones en un lugar determinado. Para un sismo es claro que la intensidad puede variar notablemente de un sitio a otro, dependiendo de la distancia al epicentro y de las condiciones geológicas locales. En el caso del sismo del 19 de septiembre, las intensidades variaron dentro del mismo Valle de México desde el grado V en la periferia, alcanzando intensidades de hasta grado IX en el centro de la ciudad, debido a los suelos blandos del antiguo lago. Es evidente, por tanto, que la intensidad es una medida relativa que nos da una idea e las severidad con que manifestaron los sismos en diversos sitios, pero no cuantifica la energía liberada de la fuente ; con éste último fin se desarrolló la escala de magnitud.

La escala de magnitud

Muy pronto se hizo evidente que la intensidad, si bien es útil para describir los del efectos de un terremoto, no es un parámetro apropiado para describir la cuantía o magnitud de un sismo al ocurrir un fracturamiento en el interior de la tierra. Para dar una idea más clara del problema de medir la cuantía a de un sismo, podemos tomar el siguiente ejemplo : el sismo de Managua en 1972 causó la muerte de 5 000 personas y ocasionó daños materiales pro 1 300 millones de dólares, mientras que el gran terremoto de Alaska en 1964, que fue casi treinta veces mayor en energía liberada, ocasionó la muerte de 131 personas y daños por 1 020 millones de dólares. ¿Como, entonces, discriminar entre temblores grandes y pequeños?

Fue hasta 1931 cuando el sismólogo japonés Wadati observo, al comparar los sismogramas de diferentes temblores, que la amplitud máxima de las ondas sísmicas registradas parecía proporcional a la dimensión del sismo. Este concepto fue posteriormente desarrollado en 1935 por Charles Richter quien, estableciendo analogías con la medida de brillantez de las estrellas en astronomía, empleo por primera vez el término magnitud para catalogar los temblores. La escala original de Richter tomaba las amplitudes máximas de ondas superficiales de sismos ocurridos a distancia cortas para calcular lo que él denominado magnitud local o magnitud ML .

Posteriormente, el uso de la escala original de magnitudes de Richter se extendió para calcular magnitudes a grandes distancias, utilizando las amplitudes máxima de ondas P (mb) o de ondas superficiales (MS ). El sismo del 19 de septiembre por ejemplo, tuvo un valor de magnitud de 8.1 en la escala MS.

La selección de la escala de magnitud más adecuada depende de la magnitud del sismo y de la distancia a la cual se encuentre las estaciones sismológicas. Para evitar confusiones, sin embargo, la información de magnitud ofrecida al público se da generalmente sin especificar que tipo de escala se utilizo. Algunas veces se crean situaciones confusas, pues se reportan diversos valores de magnitud para un mismo sismo. Esto resulta porque muchas veces ML , mb y Ms no tienen valores idénticos para un mismo sismo.