Thursday, December 21, 2006

SISMOLOGIA EXTRATERRESTRE....


PREGUNTAS Y RESPUESTAS SOBRE SISMOLOGIA.


P: ¿Qué es un sismómetro? ¿Qué son los sismógrafos? ¿Como funcionan?

R: Un sismómetro es la parte interna de un sismógrafo. Este usualmente es un péndulo o una masa sujeta a un resorte. Mayormente, el término sismómetro se usa como sinónimo de sismógrafo. Los sismógrafos son los instrumentos que se utilizan para registrar los movimientos del suelo durante un terremoto. Estos están instalados alrededor del mundo y funcionan como parte de una red de información sísmica. El primer sismógrafo se desarrolló en 1890. El aparato sísmico más antiguo es el "
sismoscopio" inventado por el filósofo chino Chang Heng en el 132 A.D. Este aparato no grababa actividad sísmica, como lo hace el sismógrafo; sino que solo indicaba que un terremoto estaba ocurriendo, y la dirección general del mismo.

Un sismógrafo se instala y se fija a la superficie de la tierra, de forma que cuando la tierra tiembla, la unidad entera se mueve con el suelo, excepto la masa en el resorte, que se mantiene en la misma posición por inercia. A medida que el sismógrafo se mueve con el suelo, el aparato de grabado en la masa registra el movimiento relativo entre la masa y el sismógrafo, registrando de esta forma el movimiento del suelo. Hoy en día, estos instrumentos no son mecánicos, sino que trabajan grabando cambios electrónicos producidos por movimientos en el suelo relativos a la masa en el instrumento.

P: ¿Qué son los sismogramas? ¿Como se leen y se interpretan?

R: Los sismogramas son los registros en papel producidos por los sismógrafos. Estos se utilizan para calcular la localización y magnitud de un terremoto. Los sismogramas representan un registro a través del tiempo de como se mueve el suelo.
En un sismograma, el eje HORIZONTAL = tiempo (medido en segundos) y el eje VERTICAL = desplazamiento del suelo (usualmente medido en milímetros). Cuando no hay un registro sísmico, el sismograma es sencillamente una línea recta, con algunas señas pequeñas causadas por perturbaciones locales (ruidos) y los marcadores de tiempo.


P: ¿Como se convierte el movimiento de un sismógrafo en un sismograma?

R: Hay varias formas:


(1) Con una pluma que va dibujando una línea de tinta en un papel envuelto alrededor de un tambor giratorio.
(2) Con un haz de luz que va dejando una marca en una película fotográfica en movimiento.
(3) Con un sistema electromagnético que genera fluctuaciones en corrientes, que son grabadas electrónicamente en cinta.


P: ¿Como puedo hacer mi propio sismómetro?

R: Conseguir los materiales para construir su propio sismómetro es relativamente sencillo. A continuación les presentamos varios enlaces con información acerca de como construir su propio sismómetro, desde instrumentos sencillos y poco costosos; hasta los más sofisticados y costosos.

P: ¿Donde puedo comprar una escala Richter?

R: La escala Richter no es un objeto físico, sino que es una fórmula matemática. La magnitud de un terremoto se determina calculando el logaritmo de la amplitud de las ondas registradas en un sismograma a un período específico.


P: ¿Como se registran y se miden los terremotos? ¿Como se determina la magnitud de un terremoto?

R: Los terremotos se registran por medio de una red sismográfica. Cada estación en la red mide los movimientos del suelo en su localidad. El desplazamiento de un bloque de roca sobre otro, que ocurre durante un terremoto, libera energía que causa vibraciones en el terreno. Esa vibración, a su vez, empuja los rocas en áreas adyacentes, haciendo que estas también vibren; y así, la energía del terremoto se propaga desde el foco del evento en forma de una onda sísmica. Existen varias maneras de medir distintos aspectos y efectos de un terremoto. La Magnitud es la medida más común del tamaño de un terremoto; basándose en el tamaño del terremoto en su fuente y tiene el mismo valor independientemente de como se sientan las sacudidas o donde nos encontremos respecto al terremoto. La escala Richter mide la oscilación más grande en el sismograma, pero también existen otras escalas de magnitud que miden otras partes del registro de un terremoto. La Intensidad es una medida de la fuerza de las sacudidas y del daño causado por el terremoto. Los valores de intensidad varían de un área a otra.


P: ¿Qué son las distintas escalas de magnitud y por qué hay tantas?

R: El tamaño de un terremoto, según lo mide la Escala Richter Scale es un concepto bien conocido, pero no tan bien comprendido. La idea de una escala logarítmica de magnitud fue desarrollada por Charles Richter en los 1930's para medir el tamaño de terremotos que estaban ocurriendo en el Sur de California. Esta escala se basaba en el uso de datos de alta frecuencia provenientes de estaciones sismográficas que estaban relativamente cerca del epicentro del evento. A esta escala de magnitud se le llamó ML, en donde la "L" identificaba la magnitud como local. Este concepto fue el que eventualmente se conoció como la magnitud Richter.


A medida que se instalaron más estaciones sismográficas alrededor del mundo, se hizo evidente el hecho de que la metodología desarrollada por Richter era válida solo para unos rangos de frecuencia y distancias focales. Así que para poder aprovechar el creciente número de estaciones distribuidas a nivel mundial, fue necesario desarrollar nuevas escalas de magnitud; las cuales son una extensión del concepto original de Richter. Estas escalas incluyen la magnitud de ondas de cuerpo, mb; y la magnitud de ondas de superficie, Ms. Cada una es válida para un rango particular de frecuencias y un tipo de señal sísmica; y dentro de sus parámetros específicos cada una es equivalente a la magnitud Richter. Debido a las limitaciones de cada una de las tres escala de magnitud, ML, mb, y Ms, se desarrolló una extensión nueva y más uniforme de la magnitud Richter, la Magnitud de Momento, ó Mw. Esta magnitud provee un estimado más confiable del tamaño de un terremoto, particularmente para eventos grandes. Ya se han implementado nuevas técnicas que utilizan los avances en telecomunicaciones, las cuales les permiten a los agencias pertinentes obtener estimados rápidos de la magnitud de momento para terremotos significativos.


P: ¿Por qué en ocasiones se reportan distintas magnitudes para un mismo terremoto?

R: Cuando ocurre un terremoto, la primera información que se procesa y se presenta usualmente se basa en observaciones de un número reducido de estaciones sísmicas; particularmente en casos de eventos grandes. Esto responde a la necesidad de obtener los datos de manera inmediata, sin tener que esperar a que se procese toda la información proveniente de todas las estaciones sísmicas. Como resultado, la primera magnitud calculada para un terremoto, también se basa en un número limitado de observaciones. A medida que se van procesando y publicando datos adicionales, la magnitud del evento se actualiza y se refina. En ocasiones esta disminuye levemente; ó en otras ocasiones esta aumenta, también de forma leve.
A veces la magnitud de un evento es reportada por distintas redes sísmicas basándose solo en sus registros. En estos casos, las diferentes magnitudes son producto de las diferencias de instrumentación entre redes; y la localización de sus estaciones relativa al epicentro del terremoto.


P: ¿Qué es Magnitud de Momento?

R: El Momento es una cantidad física proporcional al desplazamiento en la falla multiplicado por el área de superficie de falla que se desplaza; y está relacionada con la energía total liberada por un terremoto. El momento se puede estimar de un sismograma y de medidas geodésicas. El momento luego es convertido a un número similar al de las magnitudes de otros terremotos por medio de una fórmula estandarizada este resultado es la magnitud de momento; cuya ventaja sobre otras escalas es que es un estimado del tamaño de un terremoto que es válido para todos los rangos de magnitudes.


P: ¿Como se clasifican los terremotos en base a su magnitud?

R: Grande: M > 8
Mayor: 7 <>
Fuerte: 6 <>
Moderado: 5 <>
Pequeño: 4 <>
Menor: 3 <>
Micro: M <>






P: ¿Como se otorga una magnitud Richter para eventos que ocurrieron antes del desarrollo de la escala?

R: Para terremotos que ocurrieron entre 1890 (cuando se empezaron a utilizar los sismógrafos modernos) y 1935 cuando Charles Richter desarrolló la escala de magnitud; se compararon los sismogramas de esa época con eventos similares más recientes. Para terremotos anteriores al 1890, las magnitudes se han estimado en base a los efectos físicos como cantidad de fallamiento, deslizamientos causados por el terremoto, grietas en el terreno inyectadas con arena ó cambios en los canales de ríos; y los efectos reportados por la población tales como el área de daños y la intensidad de las sacudidas. Esta información usualmente se encuentra en los registros históricos de un área y se compara con los efectos de terremotos modernos. Estos estimados se hacen tomando ciertas precauciones al interpretar datos históricos como, por ejemplo, como se compara la intensidad de sacudidas para gente que vivía en cabañas y tiendas al principio de los 1800 con la intensidad de sacudidas sentida por personas que viven en edificios construidos con concreto y acero, durmiendo en camas de agua hoy en día. Debido a que diferentes investigadores pueden estimar magnitudes bien distintas, dependiendo de lo que asuman inicialmente, muchos de los terremotos antiguos tienen marcadas diferencias en sus magnitudes. Por ejemplo, las magnitudes estimadas para los terremotos que ocurrieron cerca de New Madrid, Missouri en 1811 y 1812 varían en un rango de magnitudes que va desde 6 hasta 8.8, debido a como los investigadores decidieron comparar los datos.


P: ¿Cuando se construyó el primer instrumento que registró un terremoto?

R: El primer sismoscopio fue inventado en el año 132 de nuestra era, por el filósofo chino Chang Heng. Este aparato consistía de un recipiente grande, que tenía en su exterior ocho cabezas de dragón que apuntaban a las ocho direcciones principales de la brújula. Cada cabeza de dragón tenía debajo una rana con su boca abierta hacia el dragón. Cuando ocurría un terremoto una o más de las cabezas de dragón dejaba caer una bola dentro de la boca de la rana que tenía debajo. La dirección de las sacudidas del terremoto se determinaba en base a cuales de las cabezas de dragón había soltado su bola. Se reporta que este instrumento detectó un terremoto a 400 millas de distancia, evento que no fue sentido el área donde se encontraba el sismoscopio. Aunque se desconoce el mecanismo interior del instrumento, se especula que los dragones eran activados por el movimiento de un péndulo.


P: ¿Qué son las ondas "P" y "S"?

R: Cuando ocurre un terremoto, este libera energía en forma de ondas que se propagan en todas direcciones desde la fuente del terremoto. Los distintos tipos de ondas de energía sacuden el suelo de manera distinta y viajan a distintas velocidades. la onda más rápida, que es la primera en llegar a un punto específico se llama la Onda P. La Onda P, ó onda de compresión, comprime y expande el suelo alternadamente, en la misma dirección en la que se propaga. La Onda S es más lenta que la onda P, llegando después de esta, sacudiendo el suelo hacia arriba, hacia abajo y hacia cada lado, en una dirección perpendicular a la de su propagación. Finalmente, las últimas ondas en llegar son las Ondas Superficiales.


P: ¿Cual es la duración de un terremoto?

R: La duración de las sacudidas que se sienten durante un terremoto depende, en parte, de la distancia del epicentro. Si nos encontramos cerca, las sacudidas serán más violentas, más rápida y no durarán tanto. Si estamos más alejados, las sacudidas rápidas y violentas, asociadas con ondas de alta frecuencia, ya habrían sido absorbidas por la corteza de la tierra, dejando solo las ondas de período largo, las cuales producen oscilaciones suaves de mayor duración.


P: ¿Como se ve un terremoto?

R: Para poder estudiar terremotos, los científicos utilizan sismómetros, para medir el movimiento del suelo. Los Sismogramas son registros del movimiento del suelo en función de tiempo, y son los datos básicos necesarios para estudiar las ondas generadas por los terremotos. Esta información se utiliza para estudiar los terremotos mismos y para aprender más sobre la estructura de la tierra.
Los sismólogos usualmente describen los terremotos como locales, regionales ó telesismos. Estos términos se refieren a la distancia del terremoto al instrumento. Eventos locales ocurren en el área inmediata, a menos de 100 km de distancia. Eventos locales ocurren entre 100 - 1400 km de distancia; mientras que los eventos telesísmicos son aquellos que ocurren a grandes distancias, a más de 1400 km. Terremotos locales y regionales se componen mayormente de ondas que se propagan por la corteza de corteza; mientras que a distancias mayores el campo de ondas está dominado por ondas que se propagan por todas las capas de la tierra: el manto superior, manto inferior y el núcleo.


Ejemplos de Terremotos:
Terremoto Local ó Cercano
Terremoto Regional
Terremoto Tele sísmico


P: ¿Como se localiza un terremoto?

R: Cuando ocurre un terremoto, la pregunta que nos hacemos es: " ¿Donde fue?" la localización nos puede decir en que falla ocurrió el evento y donde probablemente ocurrieron los daños, si alguno.
Desafortunadamente, la tierra no es transparente y no podemos ver ni fotografiar un perturbación sísmica de la misma forma en la que los meteorólogos retratan una nube. Cuando ocurre un terremoto, este genera un frente de onda que se expande desde el hipocentro (foco) a velocidades de varios kilómetros por segundo.
Los científicos observan los terremotos a través de una red de sismómetros colocados en la superficie de la tierra. El movimiento del suelo en cada sismómetro es amplificado y registrado electrónicamente en un centro de adquisición de datos. A medida que el frente de onda se expande, este va alcanzando estaciones sísmicas más distantes. Esto nos permite saber el tiempo en que el frente de onda pasa por cada estación. De estos tiempos de arribo se determina cual es la fuente del evento y su tiempo de origen.

Lo que queremos es hacer encontrar la localización, profundidad y el tiempo de origen del terremoto que registramos en los sismogramas. También queremos un método directo y general que podamos programar en una computadora. Tal procedimiento es sencillo de implementar: se estima una localización, profundidad y tiempo de origen. Luego se comparan los tiempos de arribo calculados de nuestra localización con los tiempos de arribo observados en nuestras estaciones; y luego se mueve la localización en una dirección que reduzca la diferencia entre los tiempos de arribo calculados y los observados. Repetimos este procedimiento, acercándonos cada vez más a la localización real del evento; y reduciendo aún más la diferencia entre los tiempos observados y los calculados. Terminamos cuando los ajustes a la localización son los suficientemente pequeños y el ajuste entre los tiempos de arribo es mínimo.
Usted puede tratar de ajustar una localización de un terremoto en el mapa, para ver cuán efectivo es el procedimiento. Primero notamos que la primera estación que registra el evento es C, así que C es un buen comienzo para localización. la mayor parte de los terremotos en California ocurren entre 2 y 12 kilómetros de profundidad, así que asumiremos 6 Km. El tiempo de origen debe ser unos segundos antes del arribo a la primera estación; así que asumamos unos 10 segundos, medidos en el mismo reloj que hizo la escala de tiempo en el fondo de la figura y es la escala de tiempo los sismogramas.
Podemos entonces conseguir los tiempos de viaje, restando el tiempo de origen de los tiempos observados:
estación A B C D E F
tiempo observado 16.5 17.8 11.3 15.2 22.3 18.3
tiempo de viaje tentativo 6.5 7.8 1.3 5.2 12.3 8.3

La escala a la izquierda del dibujo muestra los tiempos de viaje para un terremoto a 6 km de profundidad. La escala empieza en 1.3 segundos porque ese es el tiempo desde el origen que le toma a la onda sísmica llegar a la superficie. Haga un una escala igual a la del evento y mover el evento hasta que los tiempos de viaje tentativos igualen los de la escala.
¿Donde espera encontrar el evento?
¿Están los tiempos observados en las estaciones sistemáticamente atrasados ó tempranos, requiriendo un ajuste en el tiempo de origen?

El terremoto ocurrió cerca de la estación C, con una profundidad de 6 kilómetros y con un tiempo de origen de aproximadamente 10 segundos. Así que nuestro estimado inicial fue bueno. Un evento real de magnitud 3.4 ocurrió en esa localización el 29 de abril de 1992; y fue sentido por mucha gente que estaban sentadas o en reposo.

Matemáticamente, la localización de un terremoto se consigue generando un sistema de ecuaciones lineales, una para cada estación. Estas ecuaciones expresan la diferencia entre los tiempos de arrivo observados y los calculados del hipocentro (latitud, longitud, profundidad, tiempo de origen) preliminar previo. Se necesita también un modelo matemático de las velocidades (en Km/s) de las ondas sísmicas en la corteza terrestre bajo la red de sismómetros, para poder calcular los tiempos de arrivo los tiempos de viaje de las ondas de un terremoto, desde su hipocentro hasta una estación a una distancia determinada. El sistema de ecuaciones se resuelve utilizando el método de mínimo de cuadrados, el cual minimiza la suma de los cuadrados de las diferencias entre los tiempos de arrivo calculados y los observados. El proceso, como vimos en nuestro ejemplo, comienza con un hipocentro estimado, el cual se ajusta iterativamente utilizando el método de mínimo de cuadrados para resolver las ecuaciones que corresponden al hipocentro que mejor se ajusta a los tiempos de arrivo observados para cada estación.

P: ¿Qué es la intensidad? ¿Qué es la escala de intensidad Mercalli Modificada?

R: La escala Mercalli se basa en daños y efectos observables de un terremoto. Desde un punto de vista científico, la escala Richter se basa en medidas tomadas de los registros sísmicos, mientras que la escala Mercalli se basa en observaciones, las cuales pueden ser subjetivas. Por ende, la escala Richter se considera científicamente más objetiva y más precisa.
Como ejemplo de la escala Mercalli, un evento de intensidad IV en la escala Mercalli representaría observaciones de daños mínimos. A este nivel, las puertas se agitarían, algunos platos se romperían, y se verían grietas en el empañetado de algunas paredes, dependiendo de su calidad. A medida que le el nivel de intensidad aumenta, las observaciones de daños también aumentan considerablemente. El nivel máximo XII, representa daños totales. Los valores de intensidad se expresan con numerales romanos (I, II, III, IV,..., X, etc.) para que no se confundan con los valores de magnitud.

P: ¿Cual es la diferencia entre las escalas de Intensidad y magnitud?

R: La escalas de intensidad, como la Mercalli Modificada ó la Rossi-Forel, miden la cantidad de sacudidas en un área específica. por lo tanto la intensidad del terremoto va a variar dependiendo de donde usted se encuentre. A veces, se denota a los terremotos en base a la intensidad máxima que producen. Las escalas de magnitud como la magnitud Richter magnitudes y la magnitud de momento, miden el tamaño del evento en su fuente; por lo tanto, el valor de magnitud no depende de donde estemos. A menudo se reportan distintas magnitudes para un mismo evento, aunque estas solo varíen poco entre sí. Esto sucede por la complejidad de las medidas sismográficas y como estas se relacionan con el cálculo de magnitud. Diferentes métodos rendirán diferentes magnitudes para el mismo terremoto.

P: ¿Cuanta energía se libera en un terremoto?

R: Los terremotos liberan cantidades inmensas de energía, razón por la cual son tan destructivos. La tabla a continuación compara las magnitudes con la cantidad aproximada de TNT necesaria para liberar la misma energía.
Magnitud Energía Equivalente Aproximada en Toneladas de TNT
4.0 1,010 tons
5.0 31,800 tons
6.0 1,010,000 tons
7.0 31,800,000 tons
8.0 1,010,000,000 tons
9.0 31,800,000,000 tons


P: ¿Qué es la aceleración, velocidad y desplazamiento?

R: La aceleración es la razón de cambio en la velocidad de la sacudida del suelo; de la misma forma que representa el cambio en la velocidad de su carro cuando pisamos el acelerador ó el freno. La velocidad es la medida de la rapidez del movimiento del suelo. Desplazamiento es la medida del cambio en localización de un objeto ó lugar, como por ejemplo, su casa o su carro. Los tres valores se pueden medir continuamente durante un terremoto.

P: ¿Qué es aceleración espectral?

R: La Aceleración Máxima es lo que le sucede a una partícula en el suelo. Aceleración Espectral es lo que le sucede a un edificio, visto como una partícula en una vara vertical sin masa que tiene el mismo período natural de vibración que el edificio.

P: ¿Qué son esas figuras que parecen bolas de playa?

R: Además de determinar la localización y magnitud de un terremoto, los sismólogos determinan soluciones del plano de falla, conocidas como mecanismos focales. Un mecanismo focal ilustra la orientación de la falla y la dirección de movimiento de esta durante un terremoto. Estas soluciones, que son proyecciones estereográficas, se pueden determinar por la dirección del primer arrivo de las ondas P ó por la inversión de sismogramas digitales. Estas figuras ilustran el tipo de movimiento en la falla que causó el terremoto: deslizamiento horizontal, normal ó inverso.
Terremotos de deslizamiento horizontal son típicos de la zona de falla de San Andrés, que representa el margen entre las placas de Norteamérica y la del Pacífico. Terremotos de deslizamiento normal, están asociados a con procesos de extensión en la corteza terrestre, usualmente en áreas de formación de placa tectónicas como en los escarpes oceánicos. Terremotos de deslizamiento inverso usualmente se asocian con procesos de compresión e la corteza terrestre, particularmente en zonas donde una placa se subduye bajo otra como en Japón. (UC Berkeley)

P: ¿Qué son el UTC y el GMT con respecto al tiempo de origen de un terremoto?

R: UTC se refiere a la Hora Universal Coordinada, y GMT se refiere a la Hora del Meridiano de Greenwich. El tiempo de origen de un terremoto en cualquier lugar del mundo, se reporta en UTC ó GMT, que son esencialmente la misma hora.

P: ¿Qué significa cuando un terremoto ocurre a una profundidad de 0 km?

R: Un terremoto no puede ocurrir a una profundidad de 0 km. Para que un terremoto ocurra, dos bloques de roca en la corteza terrestre debe deslizarse uno relativo al otro. Físicamente, esto no puede ocurrir en la superficie de la tierra. ¿Por qué, entonces, en ocasiones se reportan que un terremoto ocurrió a una profundidad de 0 Km? Hay dos posibles respuestas a esa pregunta. Una es que se trate de un evento bien llano, y su localización tenga una pobre resolución de profundidad. La otra, que es la más común, es que no se trate de un terremoto, sino de una detonación en una cantera. Estas explosiones son registradas por la instrumentación de la red sísmica, y localizadas automáticamente por el programa de localización. Cuando el analista sísmico revisa el evento, se le identifica en el catálogo de terremotos como una detonación.

P: ¿A qué magnitud comienzan los daños en un terremoto?

R: La respuesta no es tan sencilla, debido a que el daño causado por un terremoto depende de otros factores, como la distancia de epicentro, el tipo de suelo en el que estamos, etc. Aclarado este punto, usualmente los daños de un terremoto no comienzan hasta magnitudes mayores a 4 ó 5.

P: ¿Por qué parece que los terremotos en otros países causan más daños y muertes que los terremotos en los EU?

R: Hay más muertes y daños causados por terremotos en otros países debido primordialmente a pobre diseño y construcción de las estructuras en zonas de alto riesgo sísmico; y también debido a la alta densidad poblacional.







P: ¿Como se clasifican y/o miden las sacudidas que se sienten en un terremoto? ¿Sacudidas bruscas vs movimientos suaves?

R: La respuesta corta es: un movimiento suave significa que probablemente estás lejos del terremoto; un movimiento brusco implica que estás cerca.

Tres factores determinan primordialmente lo que usted siente en un terremoto:

Magnitud: Usted sentirá sacudidas más intensas en un terremoto grande que en uno pequeño. También, los terremotos grandes liberan su energía sobre un área mayor y por mayor tiempo. La mayor parte de las veces, solo de 10 a 15 segundos de sacudidas que se originan en la parte de la falla más cercana a usted serán bien intensas.
Distancia de la falla: Las ondas del terremoto se van disipando a medida que viajan a través de la tierra, así, que las sacudidas serán menos intensas mientras más lejos estemos de la falla.
Características de geología y/o suelo local: Algunos suelos pueden amplificar significativamente las sacudidas de un terremoto. Las ondas sísmicas viajan.

P: ¿Cuales son los efectos de un terremoto?

R: Los efectos más visibles de un terremoto son causados por los siguientes fenómenos sísmicos: sacudidas del suelo, ruptura de superficie, fallo del suelo y, menos común, tsunamis.


1. Sacudidas del suelo.
El término sacudidas de suelo se utiliza para describir la vibración del suelo durante un terremoto; causado por ondas sísmicas superficiales y de cuerpo. Como regla general, la severidad de las sacudidas del suelo es mayor a mayores magnitudes; y disminuye a medida que nos alejamos de la fuente del evento. Los principios físicos que describen las ondas sísmicas son complejos; pero el fenómeno de las sacudidas de suelo se puede explicar en términos del efecto de las ondas de cuerpo, las compresionales "P", las ondas transversales "S" y las ondas superficiales Rayleigh y Love. Las ondas P se propagan a través de la tierra a una velocidad de 15,000 millas por hora, siendo las primeras en llegar y causar vibraciones en la estructuras de un área. Las ondas S llegan luego, y hacen que la estructura oscile hacia ambos lados. Estas ondas son las más dañinas a los edificios, debido a que estos están diseñados para resistir mejor esfuerzos verticales (como el peso del concreto y acero); pero no responden bien a los esfuerzos horizontales que producen las ondas S. Las ondas P y S generan vibraciones de alta frecuencia (sacudidas rápidas); mientras que las ondas Rayleigh y Love, que son las últimas en llegar, generan vibraciones de baja frecuencia. La combinación de los efectos de las ondas superficiales y las de cuerpo hacen que el suelo, y por ende los edificios, vibren y oscilen en formas complejas; así que el objetivo del diseño anti-sísmico es construir estructuras que puedan aguantar los efectos de las ondas superficiales y las de cuerpo sin sufrir colapso.


En la zonificación de uso de terreno y en diseño anti-sísmico es necesario conocer la amplitud, distribución de frecuencias y la duración de las sacudidas del suelo. Estas cantidades se pueden determinar empíricamente correlacionando las mismas con la magnitud de un terremoto, la distribución de intensidad en la escala Mercalli Modificada del evento, la distancia de una estructura a la falla en la fuente y las propiedades físicas y geológicas de las rocas y el suelo bajo la estructura. Los valores numéricos subjetivos de la escala de intensidad Mercalli Modificada describen y categorizan los efectos de las sacudidas de suelo en la población, estructuras y en la superficie de la tierra.

Cuando una falla se desliza, provocando un terremoto, ondas sísmicas se propagan en todas las direcciones; causando vibraciones en el suelo, con frecuencias entre los 0.1 a 30 Hertz (1 Hz = 1 ciclo/s). Como consecuencia directa, edificios y otras estructuras también vibran. Si las estructuras no pueden aguantar las vibraciones, estas sufren daño. Las ondas compresionales y transversales ("P" y "S") generan vibraciones de alta frecuencia (mayores de 1 Hz), las cuales son más eficientes que las ondas de baja frecuencia sacudiendo estructuras de poca altura, como residencias. Las ondas Rayleigh y Love generan vibraciones de baja frecuencia, las cuales son más eficientes sacudiendo edificios y estructuras de mayor altura. Como las amplitudes de las vibraciones de baja frecuencia decaen más lento que las vibraciones de alta frecuencia, edificios altos localizados a grandes distancias del foco del terremoto (60 millas) han sufrido daño.
Ruptura de superficie Ruptura de superficie se define como la expresión superficial del movimiento relativo de los bloques de roca a ambos lados de una falla. Se asocian tres tipos de movimiento a este fenómeno: deslizamiento horizontal, normal e inverso. También hay casos donde se combinan el deslizamiento horizontal con alguno de los otros dos tipos de fallamiento.


Aunque el ruptura de superficie raras veces ocasiona muertes ó heridos, estos si pueden ocurrir indirectamente por los daños que la ruptura de superficie pueda causar en estructuras. En el caso de una falla de desplazamiento horizontal ("strike slip") que muestre ruptura de superficie, los daños causados por esta se concentran en una zona larga y angosta, cuya área total es pequeña comparada con la zona afectada por las sacudidas de suelo. Sin embargo, los daños causados a las estructuras que se encuentran en la zona de falla son extensos, particularmente en zonas densamente pobladas ó de alto uso público y privado. En estas zonas, la ruptura de superficie ha dañado estructuras tales como casas, apartamentos, edificios comerciales, hogares de ancianos, vías de ferrocarril, carreteras, túneles, puentes, canales, drenajes de tormenta, pozos de agua, drenajes sanitarios y tuberías de agua y gas. Los daños a estas estructuras van desde daños mínimos hasta severos, incluyendo el colapso de estructuras. Un ejemplo de daño severo ocurrió en 1952 cuando tres túneles ferroviarios quedaron tan dañados que el tráfico de esa ruta, que unía el norte y sur de California fue interrumpido por 25 días, a pesar de que se estuvo trabajando día y noche para reparar esos túneles.

Los desplazamientos de fallas que generan ruptura de superficie son variados en sus dimensiones, en términos de su altura (en caso de fallas normales e inversas), longitud y ancho. Desplazamientos de falla en los Estados Unidos han variado desde fracciones de pulgada hasta más de 20 pies de desplazamiento. Como es de esperarse, el potencial de causar daños a estructuras es mayor en aquellas zonas con desplazamientos mayores. En casos, la longitud de las rupturas de superficie de fallas en tierra ha sido menor de 1 milla, y en ocasiones ha sobrepasado las 200; con la mayor parte del desplazamiento concentrado en una zona usualmente entre 6 a 1000 pies de ancho. Sin embargo, rupturas en fallas secundarias pueden ocurrir a 2 ó 3 millas de la falla principal.

Fallos del Suelo.

Licuación.
El fenómeno de licuación no se considera como un tipo de fallo de suelo; sino que es un proceso físico que ocurre durante algunos terremotos y que produce fallo de suelo. En el caso de la licuación, suelos sin arcillas, compuestos mayormente por arenas y cienos (partículas de menor tamaño que la arena), pierden cohesión temporalmente comportándose como fluidos viscosos y no como sólidos, esto sucede cuando una onda transversal ("S") pasa a través de terrenos granulados saturados de agua, alterando la estructura granulada del suelo y colapsando los poros entre granos. Como consecuencia, durante el paso de la onda sísmica por el suelo, la carga generada por esta ya no es sostenida por los contactos de los granos, sino que es transferida al agua entre los granos. Esto aumenta la presión de agua en el suelo, forzando la salida del agua (drenaje) fuera del suelo. Si el drenaje del suelo no es posible, entonces continuará aumentando la presión de agua dentro del suelo, hasta que esta iguale el peso del suelo mismo. Es en este momento donde el suelo granulado se comporta como líquido, permitiendo deformaciones que, bajo condiciones normales, no serían posibles.


La licuación solo ocurre en ambientes que tienen ciertas características geológicas e hidrológicas; mayormente donde arenas y cienos han sido depositados en los últimos 10,000 años y donde el nivel del manto freático se encuentra a 30 pies ó menos de la superficie. Mientras más "joven" sea el suelo, y más cercano a la superficie esté el manto freático, mayor es el riesgo de que pueda ocurrir licuación en el terreno.


La licuación genera tres tipos de fallo de terreno: agrietamientos laterales, flujos y la pérdida de capacidad de carga. Además puede generar erupciones de arena, las cuales son fuentes de agua y sedimento generadas por el drenaje a presión del agua en la zona de licuación. Las erupciones de arena pueden inundar las áreas inmediatas a estas con una mezcla de agua y arena.

Agrietamientos Laterales - agrietamientos laterales suceden debido al movimiento de extensos bloques de suelo como resultado de la licuación de una capa debajo de la superficie. Los agrietamientos laterales generalmente se desarrollan en pendientes de poca inclinación, comúnmente entre 0.3 y 3 grados. Desplazamientos horizontales asociados con estos agrietamientos, usualmente son del orden de 10 a 15 pies; pero en ocasiones donde las pendientes y las sacudidas de suelo son prolongadas, los desplazamientos pueden alcanzar los 100 a 150 pies.

Aunque el daño causado por los agrietamientos laterales es raras veces catastrófico, si tiene el potencial de ser bastante destructivo. Por ejemplo, durante el terremoto de 1964 en el Canal del Príncipe William en Alaska, más de 200 puentes sufrieron daños o fueron destruidos por los agrietamientos laterales en los depósitos fluviales de los ríos de la región. Estos agrietamientos doblaron plataformas, dejaron expuestos estratos sedimentarios y voltearon muelles.
Los agrietamientos laterales son particularmente dañinos para las tuberías. En 1906, un gran número de las tuberías grandes en la ciudad de San Francisco se rompieron debido a los agrietamientos laterales. Rupturas de las tuberías principales de agua obstruyeron los esfuerzos para detener el fuego en la ciudad, causado por el terremoto. Estos agrietamientos, menores de 7 pies de largo, fueron en gran medida responsables de gran parte de la destrucción de San Francisco en 1906.


Flujos

- Los flujos, que consisten de material licuado ó bloques intactos de material moviéndose sobre material licuado, representa el tipo de fallo de terreno más catastrófico causado por licuación. Estos flujos usualmente se mueven varias decenas de pies y hasta varias millas si sus características geométricas así lo permiten; viajando a velocidades de varias decenas de millas por hora. Estos flujos son más propensos en arenas y cienos saturados sin consolidar, depositados sobre pendientes de más de tres grados de inclinación.
Los flujos pueden ocurrir bajo el mar o en tierra, muchos de los flujos dañinos han ocurrido en fondo marino cercano a las costas. En el mismo terremoto de Alaska de 1964, flujos submarinos se llevaron grandes secciones de los puertos de Seward, Whittier y Valdez. Esos flujos crearon grandes olas que inundaron otras zonas costeras, causando daños y muertes adicionales. En otros países, los flujos han sido catastróficos. Por ejemplo, en el terremoto de Kansu, China, en 1920 varios flujos que alcanzaron 1 milla cuadrada en área, causaron la muerte de aproximadamente 200,000 personas.


Pérdida de capacidad de carga

- Cuando el terreno sobre el cual está construido un edificio ú otra estructura sufre licuación, este pierde su solidez, permitiendo que deformaciones extensas ocurran en el suelo. Esto hace que el edificio se hunda y se incline. El ejemplo más espectacular de esto ocurrió en el terremoto de 1964 en Niigata, Japón. Durante ese evento, varios de los edificios de cuatro pisos del complejo de apartamentos Kwangishicho llegaron a inclinarse tanto como 60 grados. La mayor parte de los edificios fueron enderezados, usando grúas y gatos hidráulicos. Luego se reforzaron los cimientos con pilotes y se volvieron a usar.
El terreno del caso de Niigata representa el mejor ejemplo del tipo de factores necesarios para que ocurra licuación: una capa de suelo saturado y de poca cohesión (arena ó cieno), extendiéndose verticalmente desde cerca de la superficie hasta profundidad de aproximadamente la mitad del ancho del edificio.


Deslizamientos.

La experiencia del pasado ha demostrado que varios tipos de deslizamientos ocurren junto con un terremoto. Los tipos más frecuentes de deslizamientos asociados con terremotos son las caídas de rocas, y deslizamientos de pedazos de roca provenientes de pendientes inclinadas. También ocurren, pero con menos frecuencia, deslizamientos de escombros en pendientes inclinadas, abultamientos de suelo y de roca y deslizamientos de grandes bloques de roca. La reactivación por terremotos de derrumbes y abultamientos antiguos es poco frecuente.

Abultamiento: deslizamientos de roca, suelo ó una mezcla de ambos, a lo largo de superficies curvas, que producen una acumulación de material en la base del deslizamiento, característica del mismo.

Las avalanchas de roca, avalanchas de suelo y deslizamientos submarinos inducidos por terremotos pueden ser muy destructivos, particularmente los que son a gran escala. Las avalanchas de roca ocurren en pendientes de rocas débiles con mucha inclinación. Uno de los ejemplos más dramáticos ocurrió en 1970 durante un terremoto en Perú, donde una avalancha de roca dejó un saldo de 18,000 muertos. Otro caso similar, aunque menos dramático, ocurrió durante el terremoto de 1959 en Hebgen Lake, Montana, resultando en un saldo de 26 muertos. Las avalanchas ocurren en materiales de grano fino débilmente cementados, como el loess*, que usualmente forman pendientes estables en bajo condiciones asísmicas. Muchas pendientes de loess cedieron durante los terremotos de 1811-1812 en New Madrid, Missouri. Deslizamientos submarinos usualmente envuelven los márgenes de deltas, en donde se encuentran construidos muchos puertos. Un ejemplo de esto fue el caso de Seward, Alaska, durante el terremoto de 1964.

Loess:

depósito de sedimentos finos no consolidados producidos por glaciares.
El tamaño del área afectada por estos tipos de deslizamientos dependerá de la magnitud del terremoto, la profundidad de su foco, la topografía, las características geológicas de la zona alrededor de la falla del terremoto; además de la amplitud, distribución de frecuencias y duración de las sacudidas del suelo. Terremotos pasados han tenido un gran número de deslizamientos asociados en zonas con intensidades de sacudidas tan bajas como IV en la escala de intensidad Mercalli Modificada.


Tsunamis

Los Tsunamis son grandes olas causadas por desplazamientos verticales del fondo marino durante un terremoto cuyo foco se encuentra debajo de este. También se les conoce como maremotos. A diferencia de las olas normales, los tsunamis no son causados por la acción de las mareas lunares ó solares. La altura de un tsunami en el medio del océano es de alrededor de un pie, pero la distancia entre las crestas de cada ola puede ser de sobre sesenta millas, indicativo del volumen de agua que se está moviendo. La velocidad a la que viaja un tsunami disminuye a medida que la profundidad del agua disminuye. En el medio del Océano Pacífico, donde las profundidades pueden llegar a 3 millas, la velocidad del tsunami puede sobrepasar las 430 millas por hora. A medida que el tsunami llega a aguas llanas, alrededor de islas o la plataforma continental, la altura de las olas aumenta significativamente, alcanzando en ocasiones alturas por encima de los 80 pies. Debido a la gran distancia entre las crestas de las olas del tsunami, estas no disipan su energía rompiendo contra la costa como una ola normal; sino que el tsunami hace que el nivel del mar suba drásticamente, inundando las zonas costeras.

Los tsunamis y los terremotos tienen distintos potenciales destructivos. Las sacudidas del suelo de un terremoto causan daños apreciables mayormente en las zonas cercanas al epicentro. Los tsunamis pueden causar daños apreciables tanto en las zonas cercanas al terremoto, como en las más alejadas de la zona donde este se genera.

¿Donde han ocurrido tsunamis históricos?

· Costa Este de EE.UU.:
· Históricamente, no se han generado tsunamis en la costa este. El bajo nivel de sismicidad y la ausencia de fallas submarinas que tengan desplazamientos verticales no favorece la formación de tsunamis. El terremoto de Charleston, Carolina del Sur en 1886, uno de los eventos más grandes en la historia de los Estados Unidos; no generó tsunami. Ninguno de los tsunamis que han ocurrido en el Océano Atlántico han ocasionado daños en la coste este de los Estados Unidos, aunque territorios americanos en el Caribe (Puerto Rico é Islas Vírgenes) sí han sido afectados por tsunamis. El único tsunami que se ha registrado en la costa del Atlántico de los Estados Unidos fue generado por un terremoto en la Península de Burin en Terranova, que ocurrió el 18 de Noviembre de 1929. El mismo causó una ola de 1 pie de altura.


· Costa Oeste de EE.UU.:
· Tsunamis generados por terremotos en Suramérica y en la región de Alaska, han generado mayores daños en la costa oeste de Estados Unidos, que los tsunamis generados por cualquier evento local. Por ejemplo, el tsunami de 1946 de las Islas Aleutianas produjo olas de 12 a 16 en Half Moon Bay, Muir Beach, Arena Cove, y Santa Cruz, California. El tsunami chileno de 1960 produjo olas de 12 pies de altura en Crescent City, California. Esa misma ciudad fue seriamente afectada por el tsunami de Alaska en 1964; recibiendo olas de hasta 20 pies de altura. Se reportaron 7.5 millones de dólares en daños y 11 muertos. Ese mismo tsunami produjo olas entre 10 a 16 pies de altura en las costas de California, Oregon y Washington. En contraste el terremoto de San Francisco de 1906, produjo olas de tan solo 2 pulgadas de altura. El tsunami más grande generado por un evento local en la costa oeste fue generado por el terremoto de Punta Argüello, California, en 1927. El tsunami alcanzó alturas de 7 pies en las zonas costeras cercanas.


· Alaska:
· La combinación de actividad sísmica en la Trinchera de Alaska-Aleutiana, donde chocan las placas de Norteamérica y el Pacífico, y el desplazamiento vertical de las fallas presentes, hacen de esta zona una fuente de tsunamis. El tsunami más antiguo registrado en la zona fue en 1788. Cuatro tsunamis mayores se generaron en 1946, 1957, 1964, y 1965. el tsunami de 1964 causó sobre $80 millones en daños y ocasionó 107 muertes.


Hawai:
Las Islas de Hawai han experimentado muchos tsunamis destructivos, debido a su ubicación en el Océano Pacífico, donde ocurren el 90% de todos los tsunamis registrados. Desde 1819, más de 100 tsunamis locales y distantes se han registrado en las Islas de Hawai, 16 de estos causando daños significativos. Más de la mitad de los tsunamis registrados en las Islas de Hawai se generaron en la región compuesta por los territorios de Kuril, Kamchatka y las Islas Aleutianas, al norte y noroeste del Pacífico. Los tsunamis generados en esa zona han producido las olas más grandes de la parte norte del archipiélago. Alrededor de una cuarta parte de los tsunamis históricos que han afectado a Hawai se generaron en la costa oeste de Suramérica. Tsunamis generados en las regiones de Filipinas, Indonesia, las Nuevas Hébrides y Tonga-Kermadec han sido registrados en Hawai pero no ha producido daños.


Los peores tsunamis generados localmente ocurrieron en 1869 y 1975 en costa Sureste de la isla grande de Hawai; causando olas destructivas que alcanzaron los 59 pies de altura a distintas velocidades dependiendo del tipo de roca ó terreno. Al pasar de roca sólida a suelo, las ondas pierden velocidad, pero sus oscilaciones son más grandes. Por ende un suelo suave y suelto se sacudirá más fuerte que roca sólida, estando ambos a la misma distancia del terremoto. Mientras más gruesas y sueltas sean las capas de suelo, mayor será la amplificación. Por ejemplo, durante el terremoto de Loma Prieta earthquake, los daños se concentraron en las áreas de Oakland y Marina (SF), que estaban a 100 km (60 mi) del epicentro, mientras que el resto de la zona de la Bahía de San Francisco no sufrió daños.

Los movimientos del suelo durante un terremoto son bastante complejos; a veces fuertes, suaves, prolongados, cortos, bruscos, débiles. Un solo número o valor no es suficiente para describirlos.

Estos movimientos se describen en términos de VELOCIDAD MÁXIMA (cuán rápido se mueve el suelo); ACELERACIÓN MÁXIMA (como cambia la velocidad a la que se mueve el suelo); FRECUENCIA (la energía liberada en las ondas sísmicas vibrando distintas frecuencias tal y como lo hace una onda de sonido) y la DURACIÓN (cuán prolongadas son las sacudidas fuertes).


P: ¿Qué los mapas isosísmicos?

P: Mapas Isosísmicos son mapas que muestran la distribución de intensidades de un terremoto usando líneas de contorno de igual intensidad (las líneas del mapa unen puntos que experimentaron la misma intensidad de sacudidas).


P: ¿Qué es licuación?

R: Licuación ocurre cuando sedimentos no consolidados y saturados de agua, pierden su capacidad de sostener pesos (capacidad de carga) al ser sacudidos fuertemente por una onda sísmica. Cuando esto ocurre debajo de edificios y estructuras, puede causar daños graves a estas. Por ejemplo, el terremoto de 1964 en Niigata causó licuación en toda esa región, destruyendo muchos edificios (foto a la izquierda). En 1989 durante el terremoto de Loma Prieta, California, los suelos y los escombros utilizados para llenar una laguna, sufrieron licuación la cual causó hundimiento de estructuras, agrietamientos superficiales y laterales, además de deslizamientos horizontales del suelo en el Distrito de La Marina en San Francisco.

P: ¿Qué son las luces de terremotos? ¿Existen de verdad?

R: El fenómeno de las luces de terremotos, destellos blanco-azulados que duran por varios segundos y están asociados a terremotos moderados a grandes; han sido reportados por observadores desde tiempos antiguos. No fue sino hasta que el fenómeno fue retratado durante el enjambre de terremotos en Matsuhiro entre 1965 y 1965, que la comunidad científica reconoció su existencia como una ocurrencia legítima. Aunque varios mecanismos y teorías se han propuesto para explicar las luces de terremotos, todavía no se ha podido explicar el origen de este fenómeno.


El estudio moderno más completo sobre las luces de terremotos se hizo durante los terremotos de 1988-1989 en Saguenay, Québec. Este estudio documenta al menos 46 reportes de luces de terremoto, desde 3 semanas antes del terremoto principal a dos meses después. Del mismo se desprenden las categorías o tipos generales de luces de terremoto.
Estas incluyen:
(1) Relámpagos sísmicos,
(2) Bandas de luminosidad atmosférica,
(3) Masas esféricas incandescentes,
(4) Lenguas de fuego,
(5) Flamas sísmicas, y una categoría nueva
(6) Coronas ó descargas de punto.

Esta última categoría, que proviene de un observado que se encontraba en el sitio preciso al momento del terremoto, apoya una de las teorías más aceptadas sobre las luces.
Durante el terremoto de Kobe (M6.9) en 1995 se observaron luces de terremotos, documentadas en la cuarta referencia ofrecida al final. En un radio de 50 km del epicentro se reportaron 23 avistamientos de luces blancas, azules y anaranjadas, con una altura máxima de 200 metros, y alcanzando los 8 km de largo. En este caso se clasificaron las fosforescencias como: líneas luminosas en "zig-zag", fuentes luminosas en forma de escudo, fuentes en forma de abanico que se extendían hacia arriba ó bandas de luces (incluyendo fuentes en forma de arcos).
Aunque se les atribuyen cualidades y orígenes exóticos, las luces de terremotos son un fenómeno geofísico reconocido, que podría contribuir a la posibilidad de pronosticar terremotos en los lugares donde ocurran las luces.

P: ¿Donde ocurren los terremotos?

R: Los terremotos pueden ocurrir en cualquier lugar en cualquier momento. Sin embargo, la historia nos demuestra que estos ocurren en tres zonas principales del globo terráqueo. El área sísmica más grande del mundo es la zona sísmica del Pacífico; que cubre todo el borde del Océano Pacífico. Es en este margen donde ocurren el 81% de los terremotos más grandes del mundo.

Este margen se extiende desde Chile hacia el norte, a lo largo de toda la costa de Suramérica, continúa por Centroamérica, Méjico, la costa oeste de los Estados Unidos, más aún hacia el norte, alcanzando la costa sur de Alaska, luego extendiéndose al oeste a través de la Islas Aleutianas, y luego sur hasta Japón, las Filipinas, Nueva Guinea, los archipiélagos del Sur del Pacífico y, finalmente Nueva Zelandia. Esta zona de sismicidad fue responsable de 70,000 muertes en Perú en Mayo de 1970, y de 65 muertes y billones de dólares en daños en California para la fecha de Febrero de 1971.
¿Por qué se originan tantos terremotos en esta zona?
Se trata de una región de gran actividad tectónica, donde encontramos cadenas de montañas jóvenes, aún en proceso de formación; y de profundas trincheras que son el paralelo de las montañas. Los terremotos son parte de los procesos tectónicos asociados con estas estructuras; como parte de los cambios que acompañan los cambios en elevación en las montañas, la parte superior de la corteza terrestre; y los cambios en las zonas de subducción de las trincheras, que representan la parte inferior de la corteza. La segunda zona importante de sismicidad a nivel mundial es la Alpida, que se extiende desde Java a Sumatra, continúa a través de los Himalayas hacia el Mediterráneo y termina en el Atlántico. Esta zona es responsable del 17% de los terremotos más grandes del mundo; incluyendo algunos de los más destructivos en la historia, como el terremoto de Irán que causó 11,000 muertes en Agosto de 1968, y los eventos de Turquía en Marzo de 1970 y Mayo de 1971, causando cada uno más de 1,000 muertes.

Estos tres terremotos estuvieron cerca del 7 de magnitud en la escala Richter. La tercera zona de sismicidad importante a nivel mundial es la Cordillera Oceánica del Medio Atlántico. El restante de la actividad sísmica mundial está distribuido en distintas zonas sísmicas del mundo. La actividad sísmica de estas regiones secundarias a veces pasa desapercibida; pero terremotos significativos ocurren ocasionalmente en estas áreas. Ejemplo de esto en los Estados Unidos son las zonas de New Madrid en Missouri, y de Charleston en Carolina del Sur. Usualmente son zonas donde pasan muchos años entre eventos destructivos.


P: ¿Cual ha sido el terremoto más grande del mundo?

R: Desde 1900 hasta el presente, el terremoto más grande del mundo ha sido el evento de
Chile en Mayo 22, 1960, que tuvo una magnitud de 9.5 Mw.


P: ¿Si quisiera mudarme a un lugar donde no ocurran terremotos, a donde podría ir?

R: El continente de la Antártica tiene menos terremotos que cualquier otro continente. Sin embargo, terremotos pequeños pueden ocurrir en cualquier parte del mundo


P: ¿Cuantos terremotos ocurren a diario? ¿Anualmente?

R: Descripción Magnitud Promedio Anual
Grande 8 ó más 1
Mayor 7 - 7.9 18
Fuerte 6 - 6.9 120

Moderado 5 - 5.9 800
Pequeño 4 - 4.9 6,200 (estimado)
Menor 3 - 3.9 49,000 (estimado)
Micro sismos <>

Magnitude 1 - 2: about 8,000 per day


P: ¿Debo tratar de alcanzar la puerta durante un terremoto?

R: Solo si vive en una residencia antigua de adobe sin reforzar. En las casas modernas, los marcos de las puertas no son más resistentes que otras partes de la casa; y usualmente las puertas van a estar oscilando violentamente, lo cual puede causar serias heridas. ESTARA MAS SEGURO DENTRO DE SU RESIDENCIA SI SE AGACHA BAJO UN MUEBLE FUERTE Y SE PROTEGE CON ESTE.

P: ¿Qué provisiones de emergencia necesito tener?

R: Extinguidor de fuego.
Provisiones adecuadas de cualquier medicamento prescrito a usted ó su familia.
Herramientas tales como llaves de tuercas y llaves inglesas para cerrar líneas de gas y de agua.
Botiquín y manual de primeros auxilios.
Linternas de baterías, con suficientes baterías y bombillas de repuesto.
Radio portátil y baterías de repuesto.
Agua para cada miembro de su familia para un mínimo de 3 días (mínimo de 1 galón por persona por día) y pastillas de purificar agua o blanqueador de cloro para purificar agua para beber de cualquier otra fuente.
Comidas enlatadas y empacadas suficientes para varios días y un abridor de latas MECANICO. debe tener comida extra para sus mascotas de ser necesario.
Estufa de acampar ó parrilla de carbón para cocinar en el exterior. Recuerde guardar el combustible fuera del alcance de los niños.
Bolsas plásticas de basura fuertes y a prueba de agua para los desperdicios.

P: ¿Como puedo planificar para anticipar un terremoto?

R: Asegúrese de que su familia sabe lo que tiene que hacer, sin importar donde se encuentren cuando ocurra el terremoto.
Establezca un lugar de reunión donde todos puedan encontrarse luego.
Averigüe que planes en caso de terremoto tienen las escuelas y/o centro de cuido de sus hijos.
Recuerde que la transportación se puede ver interrumpida; por lo tanto, tenga en su trabajo las mismas provisiones de emergencia que en su casa, por ejemplo comida, líquidos, zapatos cómodos y seguros.
SEPA de antemano donde se encuentran las llaves y fusibles de las líneas de gas, de agua y eléctricas, y como apagarlas en caso de que haya una fuga o corto circuito. Asegúrese de que los miembros mayores de su familia puedan cerrar ó apagar estas utilidades.
LOCALIZE las estaciones de Bomberos y Policía más cercanas, al igual que el hospital más cercano.
Coordine con sus vecinos como ayudarse mutuamente en caso de un terremoto.
TOME el curso de resucitación cardio-pulmonar y de primeros auxilios de la Cruz Roja.

P: ¿Qué debo hacer durante un terremoto?

R: Si se encuentra dentro de su casa ó de una estructura, ¡¡¡QUEDESE AHI!! Métase debajo de una mesa o escritorio y agarrarse firmemente de este; ó muévase a un pasillo a recuéstese fuertemente de una pared interior. MANTENGASE ALEJADO de ventanas, chimeneas, y de muebles ó enseres pesados. SALGA DE LA COCINA, que es el lugar donde más probabilidad tiene de que un objeto le caiga encima. NO BAJE ESCALERAS NI CORRA hacia afuera mientras la estructura (casa ó edificio) esté temblando ó mientras haya peligro de que usted se caiga; ó de ser golpeado por escombros ó cristales sueltos.

Si se encuentra AFUERA, vaya a un lugar ABIERTO, alejado de edificios, líneas de electricidad, chimeneas ó cualquier otra cosa que pueda caerle encima.
Si está CONDUCIENDO, PARE CUIDADOSAMENTE. Mueva su carro lo más lejos posible del tráfico. NO SE PARE en ó debajo de un puente, ni bajo árboles, postes de luz, líneas eléctricas ó rótulos. Cuando reanude su marcha, esté pendiente de grietas en la carretera, rocas sueltas y lomos en la carretera cerca de los puentes.
Si se encuentra en un área montañosa, esté pendiente de caídas de rocas, deslizamientos, árboles y cualquier otro tipo de escombro que se pudiera haber soltado por el terremoto.

P: ¿Qué cosas NO debo hacer durante un terremoto?

R: No abra la llave de gas. Deje que la compañía de gas lo haga.
NO USE fósforos, encendedores, estufas de acampar, parrillas ó equipo eléctrico, hasta que se asegure de que no hay escapes de gas. Se podría producir una flama y causar una explosión y/ó fuego.
NO USE su teléfono, EXCEPTO en una emergencia médica o de fuego. Usted podría ocupar las líneas utilizadas por las agencias encargadas del manejo de la emergencia. Si su teléfono no funciona, envíe a alguien a buscar ayuda.
NO espere la ayuda de bomberos ó policías. Es probable que no estén disponibles.

P: ¿Qué puedo esperar que suceda en mi casa durante un terremoto? ¿Como identifico y prevengo esos riesgos?

R: Los artículos de su hogar pueden recibir daños e incluso convertirse en un riesgo para usted y su familia durante un terremoto.
Las sacudidas de suelo pueden hacer que se caigan receptáculos de luz, pueden mover neveras y otros muebles grandes y pesados; y virar estantes de libros y televisores. IDENTIFIQUE en su casa aquellos objetos que se puedan mover ó caerse.
Verifique si las puertas de las alacenas podrían abrirse, permitiendo que platos y tazas se rompan al caer al piso.
Verifique si el televisor o el estéreo están sujetos a la pared, y los armarios fijados a las paredes; si tiene plantas y/ó lámparas colgantes que puedan caerse; ó si tiene algún cuadro pesado ó espejo sobre su cama.


¿Qué puede hacer?:
Instale pestillos en las puertas, sujetadores y trabas para corregir estos riesgos usted mismo.


P: ¿Que hago luego de un terremoto?
R: Use calzado fuerte, para evitar heridas causadas por escombros y vidrios. Espere réplicas.
Revise y busque heridos, si una persona está sangrando, aplique presión directa a la herida, usando una gasa ó pedazo de tela limpia si está disponible. Si una persona no está respirando administre resucitación cardio pulmonar, si está certificado para hacerlo. NO INTENTE MOVER personas que presenten heridas serias, a menos que estas estén en riesgo de recibir más heridas en donde se encuentran. CUBRA a los heridos con mantas y frisas para mantenerlos calientes y BUSQUE AYUDA MéDICA para los heridos graves.


Verifique y revise el área por peligros inminentes:
Fuego: Apague cualquier fuego en su casa o vecindario inmediatamente. Pida ayuda para hacerlo.
Escapes de gas: Cierre la llave de gas principal SOLO si sospecha que hay una fuga debido líneas rotas y/o olor a gas.
Líneas eléctricas dañadas (Hogar): Apague la electricidad en caja de fusibles principal de su hogar, si cree que la cablería de su casa ha recibido daño.
Líneas eléctricas dañadas ó caídas (Exterior): NO TOQUE líneas eléctricas caídas ó ni ningún objeto en contacto con estas.
Derrames (Hogar): Limpie cualquier derrame de medicinas, químicos ó cualquier otro material peligroso como blanqueador de cloro, lejía ó gas fluido.
Chimeneas dañadas ó colapsadas: Acérquese con precaución. No utilice una chimenea dañada ya que esta podría causar un fuego ó permitir que gases venenosos entren a su casa.
Artículos caídos: Tenga cuidado al abrir armarios y alacenas, que podrían contener artículos a punto de caerse.
Revise las reservas de agua y comida: No tome ni coma nada de envases abiertos cerca de cristales rotos. Si no hay electricidad, planifique sus comidas de modo que utilice las comidas perecederas primero ó las comidas del congelador. La comida del congelador debe durar hasta un par de días. No encienda su estufa de gas hasta que no verifique y se asegure de que no hay una fuga. Use parillas y/ó estufas de acampar para preparar comidas en caso de emergencia. Si no hay servicio de agua potable, puede beber agua de los calentadores, hielo derretido y de vegetales enlatados. Evite beber agua de piscinas y de "spas" debido a que esta podría contener demasiados químicos y no ser segura para beber.

P: Pasos a seguir para seguridad y conciencia sísmica

R: Estimar el tamaño probable de un terremoto en su área. (Geología)
Dado el tamaño de un terremoto, estimar la intensidad de las sacudidas del suelo. (Sismología)
Dada la intensidad de las sacudidas del suelo, podemos estimar la respuesta de los distintos tipos de edificios. (Ingeniería Sísmica).
Solo tomando estos pasos, podemos establecer códigos de construcción adecuados y programas de refuerzo de estructuras para lograr tener una comunidad más segura contra terremotos.

HISTORIA SISMOLOGICA DE CHILE.

Chile es el país que presenta una de las mayores tasas de actividad sísmica y donde se han producido los mayores terremotos del planeta.
La sismicidad de Chile ocurre en todo su territorio, con mayor frecuencia e intensidad entre Arica y la Península de Taitao y también en el extremo Sur de la Región de Magallanes.
Los albores de la sismología instrumental en Chile se remontan a 1849 cuando, I.M. Gillis, encargado de una expedición astronómica de los Estados Unidos en el hemisferio Sur, realiza las primeras observaciones en nuestro país. El 2 de abril de 1851 el sismoscopio que Gillis instaló en Santiago lograba el primer registro de un sismo en Chile.


Posteriormente, como respuesta al gran terremoto de 1906 que destruyó gran parte de Valparaíso y la zona central del país, y a proposición del entonces Rector de la Universidad de Chile, Don Valentín Letelier, el gobierno de Don Pedro Montt, fundó el Servicio Sismológico Nacional el 1° de Mayo de 1908. Su primer director fue el destacado científico francés de l’Ecole Polytecnique de París, don Ferdinand Montessus de Ballore.

La primera estación sismológica con registro del movimiento del suelo y el tiempo simultáneamente fue instalada por Montessus de Ballore en el Cerro Santa Lucía en 1908. Luego se instrumentaron Tacna, Copiapó, Osorno y Punta Arenas. En pocos años le siguieron otras 29 estaciones sismológicas, configurando así una de las mejores y más modernas redes sismológicas en el mundo para esa época. Chile comenzó a ser reconocido como un país avanzado en las observaciones y estudios sismológicos. Después del fallecimiento de Montessus de Ballore en 1923, la sismología chilena quedó limitada casi exclusivamente a la obtención de datos, perdiendo la dinámica nacional y la presencia que había alcanzado en los 15 años iniciales.

Un resurgimiento se produce con el Ingeniero Federico Greve, Director del Servicio Sismológico entre 1941 y 1958, quien construyó sismógrafos mecánicos y logró reponer parte del material que había comenzado a quedar obsoleto. Greve recopiló y sintetizó la información sobre intensidades para sismos históricos complementando la labor iniciada por Montessus de Ballore.
A fines de los años 70 y comienzo de los 80 se instala la primera red de sismológica analógica de soporte telemétrico en la zona Central de Chile. Los equipos, un total de 7 sensores, fueron adquiridos con fondos de las Naciones Unidas (OIEA) a través de la Comisión Chilena de Energía Nuclear, los que junto a las estaciones existentes de Peldehue y Santiago, permitieron dotar a la Región Metropolitana de la primera red sismológica densa. En los años siguientes, con aporte de CODELCO, se instalaron otras 4 nuevas estaciones de similares características a las instaladas a comienzos de los 80, expandiendo la red hacia el Sur hasta la ciudad de San Fernando.


A fines de la década de los 90, el Servicio Sismológico recibe un aporte de recursos que le permite ampliar y actualizar la red con estaciones digitales. Así mismo se inició una política de instalación de estaciones sismológicas en regiones.

Saturday, November 11, 2006

INNOVACIONES DEL AREA DE SISMOLOGIA



NOTICIAS VARIAS DE SISMOLOGIA.

Detector de terremotos casero

Randall Peters, profesor y presidente del Departamento de Física en Universidad Mercer, y James Shirley, un científico del Laboratorio de Propulsión a Chorro de la NASA (JPL), han diseñado un dispositivo análogo a una plomada, que registra ondas sísmicas de todas partes del mundo.
El barato instrumento registró las ondas del terremoto de diciembre de 2004 en el Océano Indico, que provocó el devastador tsunami. Poco antes de la primera perturbación, la plomada se movió a niveles por encima del ruido de fondo, y se mantuvo así por un período de más de dos horas.Estos resultados apuntan hacia la posibilidad de construir un detector de erupciones volcánicas y terremotos para uso doméstico. Sería un instrumento no diseñado para recoger datos científicos, sino más bien para proveer un sistema personal de advertencia temprana. Resultaría barato, de fácil uso y gran sensibilidad. Del modo en que está proyectado, sería capaz de detectar los eventos tectónicos que preceden a un tsunami catastrófico o a una erupción volcánica como por ejemplo la del Monte Santa Elena en 1980.Aunque la parte mecánica del dispositivo ensayado es análoga a la plomada de un carpintero para determinar la línea vertical, los otros componentes del instrumento son de alta tecnología. Fue diseñado por el profesor Peters en cooperación con James Shirley de la NASA. Usando un sensor patentado por Peters, el instrumento puede detectar movimientos del suelo tres mil veces más pequeños que el espesor de un cabello humano.

Mejor forma de estudiar el interior de la tierra


En vez de esperar la llegada de nuevos terremotos, o de gastar mucho dinero en realizar explosiones en el subsuelo, los investigadores han podido aprovechar la información procedente del ruido sísmico normal que se produce constantemente debido a fluctuaciones en la atmósfera y los océanos del planeta.
Según Michael Ritzwoller, el nuevo método mejora la resolución y la precisión de las imágenes de la corteza y del manto superior de la Tierra (hasta 100 Km. o más de profundidad). La técnica se aplicará a tecnología ya disponible, como el US Array, dotado de cientos de sismómetros portátiles que en los próximos años serán distribuidos por todo el país (Estados Unidos).Los investigadores han estado durante años construyendo imágenes tomográficas del interior de la Tierra a partir de las ondas generadas por los terremotos. Este método, llamado tomografía sísmica, reconstruye la estructura interna terrestre en una pantalla de ordenador, corte a corte. La nueva técnica es similar, pero se basa en organizar el ruido sísmico ambiental, que normalmente es desechado como "basura" sísmica.
La tomografía sísmica es como realizar un escáner CT a la Tierra, indica Ritzwoller. Pero cuando se efectúa una CT a una persona, los médicos tienen el control del proceso y obtienen las imágenes que desean sin esperar. Los sismólogos no pueden controlar el momento en que ocurrirá un terremoto, de manera que, o tienen que esperar que se produzca uno, o deben utilizar explosivos que simulen sus acciones, generando sus propias ondas.Gracias al nuevo sistema, los científicos podrán liberarse de la llamada "tiranía de los terremotos", y realizar su trabajo de forma más eficiente.

La agresión de un volcán no cesa al acabar su erupción


Las erupciones volcánicas figuran entre las fuerzas más destructivas del arsenal de la Madre Tierra. Sin embargo, para la gente que vive en la falda de un volcán, o cerca de ella, el peor desastre a menudo no comienza hasta que la erupción ha amainado y el resto del mundo ha dejado de prestar atención a lo que allí ocurre. Es entonces cuando la lluvia puede hacer subir el nivel de ríos que arrastran los sedimentos dejados por el volcán, desde las partes altas hacia las bajas, lo que provoca las avalanchas de barro, ceniza y agua conocidas como lahares, y que son capaces de sepultar pueblos enteros. Estos lahares pueden producirse durante bastantes años tras una erupción, dependiendo de la cantidad de escombros depositados en el terreno por el volcán, y de cuánto llueva, hasta que el sedimento ha sido retirado de la montaña o se ha fijado sobre ella lo suficiente como para no ser erosionado fácilmente.

El volcán Pinatubo, al noroeste de Manila, en la isla filipina de Luzon, sufrió una devastadora erupción en junio de 1991, y ahora está demostrando ser un laboratorio ideal para estudiar las "secuelas hidrológicas" de una erupción volcánica.Karen Gran, una estudiante de doctorado en ciencias terrestres y espaciales, de la Universidad de Washington, ha estado estudiando datos recopilados desde 1997 a 2003 en cinco ríos de los flancos del Pinatubo. Los arroyos se encuentran en distintas fases de recuperación, con al menos uno ya de vuelta a su estado original antes de la erupción gracias a que no quedó obstruido por sedimento. Pero otros cruzan áreas que todavía albergan vastas cantidades de escombros que se pueden deslizar hacia abajo fácilmente. La ubicación geográfica del Pinatubo, no muy lejos del ecuador, lo hace estar sujeto a lluvias torrenciales, desde monzones a tifones.En uno de los arroyos estudiados, nada puede vivir. Y además, si una fuerte tormenta lo azota, el lecho entero del río se desplaza. Esto significa que después de todos estos años transcurridos tras la erupción, algunos de los ríos examinados no se han recobrado de la catástrofe hasta el punto de que puedan tener canales estables, que son necesarios para el retorno de especies acuáticas y para una recuperación ecológica general.

La erupción del Pinatubo, la segunda mayor registrada en el siglo XX, depositó en su falda una cantidad de escombros volcánicos calculada en unas diez veces más que la esparcida por el Santa Elena en su tristemente célebre erupción de 1980. La ciudad de Bacolor, en el borde del Pinatubo, fue enterrada repetidamente por la acción de grandes lahares. Hoy en día, la entrada a una gran iglesia en Bacolor se debe hacer por la galería del coro, ya que todo bajo esa galería está sepultado por sedimento.Ha habido más pérdidas materiales y de vidas humanas alrededor del Pinatubo por culpa de los lahares que por la erupción volcánica en sí misma.


Resuelto un misterio del gran Cráter de Arizona


El meteorito férrico que causó el Cráter del Meteoro hace casi 50.000 años, viajaba mucho más lento de lo que se había asumido. Los profesores H. Jay Melosh de la Universidad de Arizona (UA), y Gareth Collins del Imperial College de Londres informan de sus conclusiones en un artículo en la revista Nature.

El Cráter del Meteoro fue el primer cráter terrestre identificado como una cicatriz de impacto de un meteorito, y es probablemente el cráter de impacto más estudiado en la Tierra. Por ello, los investigadores se han asombrado al descubrir algo completamente inesperado acerca de su formación.El meteorito impactó en la Meseta de Colorado a unos 64 kilómetros al este de la actual Flagstaff y a 32 al oeste de Winslow, excavando un agujero de 174 metros de profundidad y 1.250 metros de diámetro (lo bastante grande para albergar 20 campos de fútbol).Las investigaciones previas hacían suponer que el meteorito golpeó la superficie a una velocidad de entre 15 y 20 km/s. Melosh y Collins usaron sus modelos matemáticos sofisticados para analizar cómo el meteorito se habría desintegrado y desacelerado cuando se zambulló a través de la atmósfera. Cerca de la mitad de las 300.000 toneladas originales de la roca espacial de 40 metros de diámetro se habría fracturado en pedazos antes de chocar contra el terreno. La otra mitad habría quedado intacta y golpeó el suelo a unos 12 km/s.

Esa velocidad es casi cuatro veces más rápida que la de la nave experimental X-43A ("scramjet") de la NASA -el avión que más rápido ha volado- y diez veces más rápida que una bala disparada por el rifle de mayor velocidad de salida, un rifle de cartucho Swift 0,220. Pero es demasiado lenta para haber fundido mucho de la blanca formación Coconino en el norte de Arizona. Esto resuelve un misterio que ha intrigado a los investigadores durante años.Los científicos habían tratado de explicar por qué no hay más roca fundida en el cráter teorizando que el agua en las rocas que sirvieron de blanco se vaporizó en el impacto, dispersando la roca fundida en gotas diminutas. También habían argumentado que los carbonatos en la roca explotaron, vaporizándose en forma de dióxido de carbono.Si se tienen en cuenta adecuadamente las consecuencias de la entrada atmosférica, no hay discrepancia alguna en la fusión de las rocas.


La atmósfera de la Tierra es una pantalla eficaz pero selectiva que previene que los meteoritos más pequeños impacten sobre la superficie de la Tierra. Cuando un meteorito golpea la atmósfera, la presión es equivalente a golpear contra una pared. Incluso los meteoritos férricos fuertes, no sólo los más débiles meteoritos pétreos, son afectados.Aunque el hierro es muy fuerte, el meteorito probablemente había sido agrietado por colisiones anteriores en el espacio, según piensan los investigadores. Los pedazos debilitados comenzaron a desunirse y caer como una lluvia desde unos 14 km de altitud. Y cuando se separaron, la fricción atmosférica los desaceleró, incrementando las fuerzas que los desmenuzaron y retardaron aún más.El ingeniero de minas Daniel M. Barringer (1860-1929), el primero en investigar el cráter de manera significativa, localizó y situó pedazos de la roca espacial ferrosa, con pesos que oscilaron entre medio kilogramo y media tonelada aproximadamente, en un círculo de unos 10 km de diámetro alrededor del cráter.

Esos tesoros han sido desde hace mucho tiempo trasladados y colocados en estanterías de museos y colecciones privadas. Pero Melosh tiene una copia del mapa que Barringer presentó a la Academia Nacional de Ciencias en 1909.A unos 5 km de altitud, la mayor parte de la masa del meteorito se extendió en una nube de desechos de unos 200 metros de sección. Los fragmentos liberaron un total de 6,5 megatones de energía entre 15 km de altitud y la superficie, la mayor parte de ellos en una explosión aérea cerca del suelo, semejante a la que aplastó los árboles y que fuera creada por el meteorito de Tunguska, Siberia, en 1908.La mitad intacta del meteorito del cráter de Arizona explotó al impacto con por lo menos 2,5 megatones de energía, o el equivalente a 2,5 millones de toneladas de TNT.Elisabetta Pierazzo y Natasha Artemieva del Instituto de Ciencia Planetaria en Tucson, Arizona, han modelado independientemente el impacto del Cráter del Meteoro usando el modelo del Fragmento Separado de Artemieva. Encontraron velocidades de impacto similares a las que Melosh y Collins proponen.Melosh y Collins empezaron a analizar el impacto del Cráter del Meteoro después de hacer unos cálculos preliminares en su calculadora de "efectos de impacto" ubicada en Internet, un programa online que desarrollaron para el público general. El programa les dice a los usuarios cómo la colisión de un asteroide o cometa afectará una localidad particular de la Tierra calculando varias consecuencias medioambientales del impacto.

Seísmos en aguas profundas podrían advertir de la inminencia de otros mayores


Los científicos de la Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI) y la Universidad de California del Sur (USC), informan que algunos tipos de terremotos submarinos grandes pueden ser predecibles en escalas de tiempo de horas o menos.
Los terremotos en tierra generalmente no son precedidos por preámbulos sistemáticos y por tanto no pueden predecirse fácilmente con los mismos métodos. El equipo de investigación, dirigido por Jeffrey McGuire de la WHOI, estudió terremotos ocurridos a lo largo de cinco fallas de transformación en la Dorsal del Pacífico Oriental, donde las placas tectónicas se separan a una velocidad de más de diez centímetros al año.


El equipo usó datos provenientes de sensores desplegados por el Pacific Marine Environmental Laboratory de la National Oceanic and Atmospheric Administration que precisaron el tiempo y el lugar de los preámbulos y de los terremotos más grandes.Los investigadores definieron un preámbulo como cualquier temblor de por lo menos una magnitud 2,5 en la escala de Richter, y un terremoto principal como un temblor de magnitud 5,4 o mayor. Usando como caso de prueba terremotos ocurridos en los últimos diez años, fijaron una "alarma" hipotética para una hora dentro de un radio de 15 kilómetros alrededor del epicentro de cada preámbulo potencial. Este "sistema de alerta temprana" habría predicho con éxito seis de los nueve terremotos más grandes ocurridos a lo largo de dos de las fallas de transformación, la Discovery y la Gofar, entre 1996 y 2001, a pesar de emitir alarmas en un tanto por ciento muy pequeño del periodo total de tiempo.

Un sismómetro submarino como éste será desplegado en 2007. (Foto: Woods Hole Oceanographic Institution)


Los hallazgos del equipo sugieren que la predicción a corto plazo (la habilidad de prever un terremoto horas o minutos antes de que golpee) puede ser factible bajo ciertas circunstancias. Aunque las cordilleras oceánicas y las fallas de transformación asociadas están lejos de los principales centros de población en tierra, el hecho de que exista un grado de previsibilidad a corto plazo en aguas profundas debe ayudar a los sismólogos a entender mejor el proceso de un terremoto en general.

Una nueva generación de instrumentos para el estudio del fondo oceánico (un gran desafío técnico) ayudará a los científicos a comprender mejor el proceso de un terremoto. Si los preámbulos y los terremotos principales son activados por un evento anterior, tal como un deslizamiento gradual a lo largo de una línea de falla, conocido técnicamente como oscilación transitoria de deslizamiento lento que no crea ondas sísmicas, entonces éste podría detectarse con los instrumentos adecuados.Tales eventos lentos pueden detectarse en tierra en lugares como la Falla de San Andrés, donde el movimiento es grabado por una extensa colección de sensores. En aguas profundas se han detectado oscilaciones transitorias de deslizamiento lento en zonas de subducción, donde una placa tectónica es empujada bajo la otra. Se han detectado tales eventos cerca del Japón y a lo largo de la Falla de Cascadia en el noroeste del Pacífico. Sin embargo, los eventos detectados no activaron terremotos mayores.

Los investigadores advierten que las zonas de subducción tienen mayores tasas de preámbulos que las regiones continentales, así que la capacidad de detectar preámbulos, incluso a corto plazo, es significativa para la predicción de terremotos. Es más, una oscilación transitoria de deslizamiento lento fue detectada 15 minutos antes del terremoto chileno de 1960, de magnitud 9,5, el más grande registrado en la historia.La mayoría de los grandes terremotos ocurren a lo largo de las zonas de subducción, pero si pueden o no predecirse sistemáticamente los terremotos en estas zonas permanece bajo debate, y requerirá mejores observaciones del suelo oceánico.Los investigadores creen que si un conjunto extenso de sensores como el de la Falla de San Andrés se situara en el suelo oceánico, los sismólogos probablemente podrían predecir la llegada de un terremoto. McGuire guiará una expedición en el 2007 para desplegar sensores a lo largo de la Dorsal del Pacífico Oriental y empezar a probar esa idea.

Los cambios climáticos alteran la forma de la tierra


Los principales investigadores del estudio fueron Minkang Cheng y Byron D. Tapley, del Center for Space Research, Universidad de Texas en Austin.
Examinaron eventos climáticos tales como el conocido popularmente con el nombre de "El Niño" (El Niño Southern Oscillation; ENSO por sus siglas en inglés), y el PDO (Pacific Decadal Oscillation), que afectan al caudal de agua que circula en océanos, atmósfera y continentes.El estudio muestra significativas variaciones en la forma de la Tierra, o geoide, definidas por su campo gravitatorio, durante los últimos 28 años. Estas variaciones podrían estar parcialmente vinculadas a eventos climáticos.El estudio examinó el achatamiento de la Tierra, la forma aplanada de nuestro mundo sobre los polos y ensanchada en el ecuador. Las distancias entre las estaciones situadas en tierra y los satélites, se midieron utilizando datos de SLR (Satellite Laser Ranking) que tienen una precisión milimétrica.Los datos mostraron que la distribución de masa cambia según se redistribuye el agua en los océanos, la atmósfera y la tierra. Esta redistribución produce pequeños cambios en el campo gravitatorio de la Tierra, detectables por los satélites geodésicos, los cuales estudian el tamaño y la forma del planeta.

Los investigadores hallaron que durante los últimos 28 años, dos grandes variaciones en el achatamiento de la Tierra se correspondieron con fuertes eventos ENSO. La causa de una variación en la distribución de masa de la Tierra durante el período de 21 años que va de 1978 a 2001, todavía sigue siendo un misterio.Los científicos también descubrieron que otro cambio en la distribución de masa puede haber comenzado a finales del año 2002, coincidiendo con El Niño que se desarrolló en ese momento. Sin embargo, la idea principal de los investigadores es que los traslados de masa a gran escala en la Tierra son debidos a los cambios climáticos de largo plazo.La gravedad de la Tierra es una fuerza invisible de atracción que tiende a aglutinar las masas. El movimiento relativo de un objeto pequeño y ligero, como un vehículo espacial, con respecto a un objeto pesado y grande como la Tierra, depende de cuánta masa tiene cada objeto y de cómo está distribuida dicha masa.

Los científicos se valen de ello para descubrir desplazamientos de grandes masas de agua, y cambios en la forma de la Tierra.Las mediciones hechas mediante SLR tienen ya una historia lo bastante larga como para que los científicos vean a través de ellas los cambios a lo largo del tiempo en el deshielo de los glaciares y capas polares, así como el cambio correspondiente en el nivel del mar. Los datos de SLR también se han utilizado para detectar el movimiento de las placas tectónicas donde descansan las masas continentales, así como en otras mediciones geofísicas.

La inclinación del eje terrestre es un marcapasos planetario


Con más de treinta explicaciones propuestas para estos ciclos glaciales, los investigadores de la Institución Oceanográfica de Woods Hole (WHOI) y el Instituto de Tecnología de Massachussets (MIT) examinaron las posibilidades de determinar una explicación más precisa. Unas hipótesis sugerían cambios en la órbita de la Tierra, otras invocaban la variabilidad aleatoria natural del clima. Los investigadores han llegado a la conclusión de que la causa más creíble es que ciertas variaciones en la inclinación del eje de la Tierra sincronizan las glaciaciones, actuando como una especie de marcapasos planetario.

Peter Huybers, del Departamento de Geología y Geofísica de la WHOI, y su colega Carl Wunsch del MIT, desarrollaron un modelo simple para examinar los efectos de los cambios en la inclinación de la Tierra, la que determina los cinturones climáticos alrededor del planeta y las estaciones del año. También se concentraron en eventos de deshielo rápidos conocidos como terminaciones, fácilmente identificadas en los registros del clima por su magnitud y por su carácter abrupto. En primer lugar, estimaron la cronología de los ciclos glaciales usando como indicador de tiempo la cadencia bajo la que se acumula el sedimento en el fondo del océano.

La edad estimada se usó entonces para comparar la cronología de los ciclos glaciales con la de los cambios en la órbita de la Tierra, conocida a partir de las leyes del movimiento y de observaciones de la galaxia.Muchos estudios han sugerido una conexión entre las variaciones orbitales y los ciclos glaciales de aproximadamente 100.000 años que acaecieron durante el Pleistoceno tardío, desde hace un millón de años hasta hace 10.000, pero éste es el primer estudio riguroso que se ha hecho para determinar si los ciclos glaciales son sincronizados por las variaciones orbitales.

Los investigadores hallaron que las glaciaciones terminan cerca del momento en que la inclinación de la Tierra, u oblicuidad, es grande. Esto reduce el número de explicaciones posibles para los ciclos glaciales a aquellas que tienen en cuenta el control de los ciclos glaciales por la inclinación del eje terrestre. La oblicuidad, el ángulo entre el plano ecuatorial de la Tierra y el orbital, o la inclinación del eje de la Tierra, varía entre 22,5 y 24 grados durante un ciclo de 41.000 años. A medida que la inclinación aumenta, así lo hace la media anual de radiación que alcanza las latitudes altas, y éstas son las condiciones bajo las que Huybers y Wunsch encuentran que las glaciaciones terminan. La inclinación actual del eje de la Tierra es de 23,5 grados y está decreciendo.

De no ser por la acusada influencia humana sobre el clima, la Tierra estaría probablemente avanzando poco a poco hacia una nueva glaciación.
Una pregunta clave es: ¿cómo puede un ciclo de 41.000 años en la inclinación producir uno de 100.000 en las glaciaciones? Huybers y Wunsch sugieren que durante el Pleistoceno tardío la glaciación no acabó cada vez que la inclinación era grande, sino que los glaciares crecieron durante dos ciclos (80.000 años) o tres ciclos (120.000 años) de oblicuidad, antes de retirarse. El promedio de duración de las glaciaciones da entonces los 100.000 años.

Más cerca del manto de la Tierra


Investigadores de los 18 países miembros del Programa Integrado de Perforación del Océano (IODP), en busca del límite entre la quebradiza corteza exterior de la Tierra y su manto más caliente y blando, una frontera conocida como la Discontinuidad de Mohorovicic, han creado el tercer agujero más hondo que se haya taladrado en la corteza del fondo oceánico.

Los científicos pretendían perforar en el manto de la Tierra, pero no lo han logrado por tan sólo 300 metros, según creen.Desde el barco perforador, los investigadores obtuvieron muestras de rocas ubicadas a más de 1.416 metros por debajo del lecho oceánico, que suministrarán información valiosa sobre la composición del planeta. Y a pesar de haberse quedado cortos, se considera que éste es uno de los mejores esfuerzos hechos hasta ahora para taladrar en la corteza del océano y hallar el manto.Los expertos taladraron en el Macizo Atlantis, localizado en la intersección entre la Cordillera Central del Atlántico y la zona de fractura Atlantis. La porción central de esta región está compuesta de un lecho marino de menor grosor que el área que la rodea.

Ese núcleo central, creían los científicos, estaría compuesto de rocas que forman parte de la corteza inferior y de la parte superior del manto, lo que brindaría una oportunidad de primera mano de tomar muestras del manto. Las rocas del núcleo, sin embargo, son claramente parte de la corteza terrestre.Podrán realizarse más esfuerzos para localizar el manto en la misma ubicación, ya que al final de la expedición el agujero estaba abierto y en buenas condiciones, listo para ser taladrado aún más profundamente.

Jay Miller (de la Texas A&M University) nos recuerda que los geofísicos tienen una idea largamente preconcebida de cómo se desarrolló la Tierra, basada en datos previamente adquiridos. Y señala al respecto: "Los tipos de rocas que recuperamos muestran que esta interpretación simplifica mucho los rasgos de la corteza del océano. Cada vez que taladramos un agujero, comprobamos que la estructura de la Tierra es más compleja. Nuestra comprensión de cómo evolucionó está cambiando de acuerdo a esto".


La atmósfera primigenia de la Tierra fue más favorable para la vida



Este sorprendente hallazgo puede alterar la manera de pensar de muchos científicos acerca de cómo surgió la vida en nuestro planeta.
El estudio llega a la conclusión de que los modelos tradicionales que estiman el escape de hidrógeno de la atmósfera de la Tierra hace varios miles de millones de años, están equivocados, e indica que hasta el 40 por ciento de la atmósfera temprana era hidrógeno. Ello implica la existencia de un clima más favorable para la producción de compuestos orgánicos prebióticos como aminoácidos, y finalmente la vida.Los autores son el estudiante de doctorado Feng Tian, el profesor Owen Toon y el investigador asociado Alexander Pavlov, del Laboratorio de la Universidad de Colorado en Boulder para Física de la Atmósfera y del Espacio, y Hans De Sterk de la Universidad de Waterloo.


El estudio fue apoyado por el Instituto de Astrobiología de la NASA.Se cree que la Tierra se formó hace unos 4.600 millones de años, y la evidencia geológica indica que la vida pudo haber empezado en el planeta alrededor de mil millones de años después.Los autores del nuevo estudio sostienen que el modelo que sugiere que la atmósfera temprana de la Tierra era rica en dióxido de carbono y pobre en hidrógeno, con el que los científicos han estado trabajando durante los últimos 25 años, es incorrecto.Según el nuevo estudio, aún cuando las concentraciones atmosféricas de CO2 fueran grandes, las concentraciones de hidrógeno habrían sido mayores. En ese caso, la producción de compuestos orgánicos con la ayuda de descargas eléctricas o reacciones fotoquímicas habrían sido eficaces.

Los aminoácidos que probablemente se formaron de materiales orgánicos en el ambiente rico en hidrógeno podrían haberse acumulado en los océanos, o en bahías, lagos y pantanos.El escape de hidrógeno de la atmósfera temprana de la Tierra fue probablemente dos órdenes de magnitud más lento que lo aceptado por los científicos con anterioridad. Cálculos previos asumían que la temperatura en la parte superior de la atmósfera estaba por encima de los 800 grados C hace varios miles de millones de años. Los nuevos modelos matemáticos muestran que las temperaturas podrían haber sido dos veces más frías en aquel entonces.

Los cálculos involucran flujos supersónicos de gas escapando de la atmósfera superior de la Tierra como un viento planetario.En aquella época, el hidrógeno atmosférico no escapaba de la Tierra tan eficazmente como lo hace hoy. Dicho escape estaba muy limitado por bajas temperaturas en la atmósfera superior y el suministro de energía del Sol.A pesar del nivel de radiación solar ultravioleta algo mayor en la infancia de la Tierra, la tasa de escape de hidrógeno habría permanecido baja. El hidrógeno fugado habría sido compensado por el procedente de los volcanes, convirtiéndose así en un componente principal de la atmósfera.

Un descubrimiento ayuda a entender la naturaleza de los terremotos


La investigación se ha publicado en la revista "Physical Review Letters" y demuestra que el período de tiempo entre un terremoto y el siguiente depende del tiempo que ha pasado entre terremotos anteriores. Aunque se trata de una dependencia estadística, el descubrimiento puede ayudar a mejorar las estimaciones de riesgo.
Algunos ejemplos de fenómenos críticos que encontramos en la naturaleza son el momento en que el agua cambia de estado para pasar de manera continua de líquido a vapor, o cuando un imán se encuentra en el punto crítico en que deja de estar imantado a causa de una temperatura elevada. En este último caso, el imán presenta una característica que sólo se da en el momento del cambio de estado: la autosimilitud a diferentes escalas.


Si la temperatura no llega a un valor crítico, entonces los imanes microscópicos responsables del campo magnético que observamos se encuentran ordenados, apuntando mayoritariamente en la misma dirección. Si la temperatura está por encima el valor crítico reina el desorden, cada imán microscópico apunta en direcciones al azar y no observamos un campo magnético global. En el momento en que la temperatura es crítica, justo en la frontera, los imanes microscópicos que apuntan en una misma dirección se encuentran agrupados en pequeños núcleos. Si los observamos desde más lejos, estos núcleos también se encuentran agrupados en núcleos de núcleos, y así sucesivamente. Esto es la autosimilitud a diferentes escalas.

Lo que ha descubierto el investigador de la UAB es que esta autosimilitud a diferentes escalas se da del mismo modo en la distribución temporal de los terremotos. Es decir, si se toma nota de los diferentes temblores que ha habido en una zona determinada a lo largo de un período de tiempo, se observará que están agrupados, pero lo más sorprendente es que si este período de tiempo se hace más largo, se observará que los grupos de terremotos también están agrupados en núcleos más grandes. Y así sucesivamente, para cualquier escala de tiempo, con terremotos de cualquier magnitud, y para cualquier área de cualquier lugar del planeta. Esto tiene una implicación fundamental a la hora de determinar el tipo de fenómeno que constituyen los terremotos: en lugar de ser caóticos, como se podría pensar, los físicos pueden considerar que son fenómenos críticos.

Tal y como asegura el investigador, "para que esta estructura autosimilar pueda existir, el papel de las correlaciones entre terremotos ha de ser muy importante, es decir, el tiempo entre terremotos ha de depender de los terremotos anteriores, de una manera muy determinada". Corral aclara que "esto no quiere decir que la dependencia sea determinista, no permite determinar cuándo tendrá lugar el próximo terremoto, pero si que se trata de una dependencia estadística clara que puede ayudar a mejorar las estimaciones de riesgo".

Encuentran relación entre la órbita de la tierra y el cambio climático de hace 85 millones de años


El profesor Tom Wagner de la Universidad de Newcastle, Inglaterra, ha llevado a cabo un estudio interdisciplinario de registros geológicos combinados con modelaciones de clima, para esclarecer un poco más los mecanismos y procesos que llevaron hacia rápidos y reiterados cambios climáticos con gran impacto en el océano durante épocas pasadas en las que nuestro mundo estuvo bajo condiciones dominadas por el Efecto Invernadero.Analizando sedimentos depositados en el fondo del océano hace aproximadamente 85 millones de años, el equipo de investigación encontró evidencia de que el clima del Cretácico era muy inconstante y repetidas veces dio por resultado cambios notables en la química del océano y la circulación profunda, cuyas consecuencias resultaron desastrosas para los ecosistemas marinos.

Estas condiciones extremas dieron origen al sepultamiento masivo de materia orgánica muerta proveniente de especies marinas, tales como algas y plancton, en el fondo del mar.Wagner y sus colegas descubrieron huellas de los mecanismos que causaron esos cambios climáticos, gracias al estudio de una muestra de roca sedimentaria taladrada y extraída del fondo del océano, cerca de Costa de Marfil, en África, y comparando estos resultados con datos de un modelo del clima global.Los datos modelados fueron utilizados para cuantificar el escurrimiento de agua dulce proveniente del África tropical hacia el Atlántico ecuatorial, donde se realizó la perforación, y para especificar el papel de la configuración orbital y el ciclo hidrológico en la variación climática y oceanográfica. Con estos datos, fue posible explicar la formación de la secuencia de tipos diferentes de sedimentos, que indican la alternancia entre condiciones del océano profundo que incluyeron la abundancia del oxígeno, y otras caracterizadas por la ausencia de éste.

Todos los otros tipos de vida que no fuesen organismos simples como las bacterias, habrían sido diezmados seriamente en el océano profundo a medida que el oxígeno se hacía progresivamente más escaso. En tierra, la variabilidad del clima debió causar fuertes contrastes regionales, con desiertos muy extendidos en latitudes medias, y áreas sumamente húmedas en los trópicos.Cantidades de lluvia más altas de lo normal habrían causado aumentos en las masas de agua dulce que se escurrían desde tierra, llevando grandes cantidades de nutrientes a los océanos, con el resultado de un incremento en la productividad marina, la disminución de oxígeno y un cambio en los patrones de circulación en el océano profundo.La modelación del clima identificó que períodos específicos de descarga fluvial extremadamente elevada ocurrieron durante los períodos de máximos contrastes estaciónales cuando el equinoccio norte (situación en la que el Sol está directamente encima del ecuador terrestre) coincidía con el perihelio (cuando la Tierra está más cerca del Sol). Era sólo durante esta configuración orbital específica que la escorrentía de agua dulce excedía un cierto umbral, resultando finalmente en un rápido cambio hacia condiciones de anoxia en el océano.

Confirmada la distinta rotación del núcleo de la tierra


Científicos del LDEO (Lamont-Doherty Earth Observatory) de la Universidad de Columbia y la Universidad de Illinois en Urbana-Champaign han finalizado, con esta exitosa medición, un debate de nueve años acerca de si el núcleo terrestre está sufriendo cambios que puedan ser descubiertos en la escala de tiempo humana.
El centro de la Tierra consiste en un núcleo sólido interno de aproximadamente 2.400 kilómetros de diámetro y un núcleo fluido exterior de aproximadamente 7.000. El núcleo sólido desempeña un importante papel en la "dinamo" responsable del campo magnético de la Tierra.En 1996, dos de los autores del estudio actual, Paul Richards y Xiaodong Song, presentaron evidencia basada en tres décadas de registros sismológicos que, según ellos, mostraba que el núcleo interno estaba girando aproximadamente un grado más rápido por año que el resto del planeta.


Su estudio fue acogido con entusiasmo, pero también despertó el escepticismo de algunos de sus colegas.Para responder a las críticas, grupos dirigidos por Richards y Song empezaron a buscar terremotos "idénticos", es decir que ocurrieran esencialmente en la misma localización y fueran detectados en la misma estación de registro sísmica. Si podían encontrarse tales terremotos, razonaron, entonces podrían hacerse mediciones mucho más precisas de los cambios en los tiempos de propagación de las ondas sísmicas.

El descubrimiento vino cuando Jian Zhang, miembro del equipo de investigación, encontró en septiembre de 2003 un terremoto en el Atlántico sur, cerca de las islas Sándwich del Sur, que fue detectado en Alaska y que resultaba una réplica exacta de otro que había ocurrido en diciembre de 1993. Zhang, Richards y sus colegas pudieron ver que los sismo gramas eran casi idénticos para ondas que sólo habían viajado a través del manto y el núcleo exterior. Las ondas que habían viajado a través del núcleo interno, sin embargo, parecían ligeramente diferentes. Habían hecho el viaje a través de la Tierra una décima de segundo más rápidamente en 2003 que en 1993. Es más, la forma de las ondas cambió de modo perceptible después de 10 años.

En total, los científicos analizaron 18 de estos "dobletes" de 30 terremotos en las Islas Sándwich del Sur, que fueron detectados en 58 estaciones sísmicas de Alaska entre 1961 y 2004.Durante décadas, se pensó que el centro de la Tierra cambiaba muy lentamente durante períodos de millones de años. El nuevo hallazgo demuestra que vivimos en un planeta muy dinámico.

Detectando los primeros síntomas de un terremoto


Aunque unos segundos parecen un margen escaso, es un lapso de tiempo suficiente para refugiarse bajo una mesa, para que las compañías de gas y electricidad cierren y/o aíslen sus sistemas, las compañías telefónicas redirijan el tráfico, los aeropuertos detengan aterrizajes y despegues, y los servicios de emergencia se preparen. Estas acciones pueden salvar vidas y evitar algunos daños materiales.

Un sistema de alerta temprana como éste es posible gracias al trabajo de Richard Allen, un sismólogo de la Universidad de California en Berkeley, quien en los últimos 5 años ha demostrado que en unos pocos segundos después de una ruptura sísmica se puede predecir la magnitud total del terremoto y su potencial destructivo. En San Francisco, por ejemplo, Allen estima que es posible una alerta efectiva de 20 segundos.

Él y sus colegas están ahora probando un sistema, ElarmS, que hará las predicciones, y trabajan conjuntamente con el servicio geológico estadounidense (USGS) para determinar el grado de precisión que pueden tener éstas.Los sismólogos, especialmente los estadounidenses, se han vuelto pesimistas respecto a la capacidad de predecir terremotos. Los experimentos en el intensamente vigilado terreno de estudio en Parkfield, California, han frenado el entusiasmo de la posible predicción de rupturas sísmicas horas o días antes de que ocurran. Para reducir las pérdidas materiales y humanas, las regiones con riesgo sísmico generalmente dependen de una combinación de preparación previa y mecanismos de evolución y notificación post-seísmo entre 5 y 10 minutos después de éste.

La alerta temprana de Allen se activa después de que la ruptura se produce, pero antes de que el movimiento se perciba a decenas de kilómetros del epicentro.San Francisco, por ejemplo, está más o menos sobre el sector central de la mitad norte de la falla de San Andrés. Si una ruptura ocurre en el extremo norte, el movimiento necesitaría 80 segundos, viajando a unos 3 kilómetros por segundo, para alcanzar la ciudad. Un sistema de alerta temprana puede proporcionar un tiempo crítico para los residentes, negocios y servicios de emergencia, incluso aunque no baste para evacuar un edificio.


La información del sistema de alerta temprana también se alimentará directamente de los datos procedentes de los edificios de respuesta activa, construcciones de innovador diseño que cambian las propiedades mecánicas de su estructura para compensar la vibración y minimizar el daño interno y externo. Estos edificios ya son operativos en Japón.

La Tierra tuvo continentes y fue habitable desde casi su inicio


El equipo llegó a esta conclusión después de realizar análisis detallados de un raro elemento metálico, el hafnio, en minerales muy antiguos provenientes de la colinas Jack Hills, en el oeste de Australia, que se piensa figuran entre las rocas más antiguas de la Tierra. El hafnio se encuentra asociado a cristales de circón en las rocas de Jack Hills, cuya edad es de casi 4.400 millones de años.
Estos resultados apoyan la creencia de que la corteza continental se había formado hace alrededor de 4.400 a 4.500 millones de años, y fue rápidamente reciclada en el manto. Bajo la dirección del profesor Mark Harrison de la Universidad Nacional Australiana, el equipo incluyó al profesor Stephen Mojzsis de la Universidad de Colorado (quien también es investigador del Centro de Astrobiología de dicha universidad) y científicos de la Universidad de California en Los Ángeles y de la Ecole Normale Superieure, en Francia.


Los investigadores emplearon el hafnio como un "trazador", usando isótopos para inferir la existencia de formación temprana de continentes en la Tierra antes de concluir los primeros 500 millones de años de su historia.
La evidencia indica que ya había una considerable corteza continental en la Tierra dentro de los primeros 100 millones de años de su existencia. Parece ser que el planeta se formó, en lo que a la escala del tiempo geológico se refiere, en un abrir y cerrar de ojos.En 2001, un estudio dirigido por Mojzsis y publicado en la revista Nature, mostró evidencia de la presencia de agua en la superficie de la Tierra hace unos 4.300 millones de años. La visión que Mojzsis y sus colegas tienen ahora de la infancia de la Tierra es que la corteza terrestre, los océanos y la atmósfera existían ya como tales en una etapa muy temprana, y que el planeta se hizo habitable muy pronto.

La sacudida de un seísmo activa las réplicas


Lo anterior puede parecer obvio, pero es de hecho un resultado sorprendente. El problema es que no está claro cómo una sacudida puede provocar réplicas que no son inmediatas, sino que suceden uno o dos días después del terremoto. Es por eso que la mayoría de los sismólogos creían que las réplicas son disparadas por esfuerzos estáticos producto del movimiento de la corteza.
Emily Brodsky, de la Universidad de California en Santa Cruz, y Karen Felzer, del USGS (U.S. Geological Survey) en Pasadena, observaron la distribución de las réplicas en relación con su distancia al epicentro del temblor principal. Advirtieron una tendencia suave y congruente, acompañada por un número de réplicas decreciendo de forma rápida conforme aumenta la distancia del evento principal en un rango de 0,2 a 50 kilómetros.La tendencia suave sugiere que el mismo proceso de disparo opera en todo el ámbito.

Pero el esfuerzo estático es insignificante en el extremo lejano, de modo que el esfuerzo dinámico producto de la sacudida debe ser lo que activa las réplicas.Nadie esperaba que temblores pequeños desencadenaran réplicas a estas distancias. La idea tradicional es que la zona de réplicas es una o dos veces la longitud de la ruptura de la falla, así que para seísmos de esta magnitud no se esperarían réplicas más allá de un kilómetro. Los investigadores están detectando réplicas hasta los 50 kilómetros.Más aún, las réplicas disminuyen con la distancia en la misma proporción que las ondas sísmicas.

En otras palabras, el número de réplicas y la magnitud del movimiento muestran la misma relación matemática con la distancia."Las réplicas decaen con la distancia del mismo modo en que lo hacen las ondas símicas", subraya Brodsky. "Proponemos que la posibilidad de tener una réplica depende directamente de la amplitud de la sacudida".Esta hipótesis concuerda con las mediciones hechas por las investigadoras de cómo la densidad de réplicas varía con la distancia, así como con mediciones previas del número de réplicas desencadenadas por un seísmo principal de cierta magnitud.