8.6: Sismos

SISMOLOGÍA

La sismología es el estudio de las ondas sísmicas. La sismología es también el estudio de los sismos, principalmente a través de las olas que producen. Al medir y analizar las ondas sísmicas, los sismólogos pueden derivar información como:

• El epicentro de un sismo
• La profundidad de un foco sísmico
• La magnitud (potencia) de un sismo
• El tipo de movimiento de falla que produjo un terremoto
• Si es probable que un terremoto bajo el océano haya generado un tsunami (un conjunto de olas gigantes del océano)

Además de la información sobre sismos y fallas, la sismología nos da conocimiento de las capas de la tierra. Gran parte de lo que sabemos sobre la corteza, la litosfera, la astenosfera, el manto y el núcleo proviene de la sismología. Consulte la página de Conceptos básicos del interior de la Tierra.

La sismología también nos da información sobre pruebas nucleares subterráneas que se llevan a cabo en cualquier parte de la tierra, permite que posibles reservorios de petróleo se localicen dentro de la corteza terrestre, y nos ayuda a predecir cuándo un volcán está a punto de entrar en erupción.

Los sismógrafos y sismómetros son los instrumentos utilizados para medir las ondas sísmicas. El sismógrafo analógico tradicional utiliza un lápiz (stylus) incrustado en un peso pesado, que está suspendido en resortes. Cuando la tierra se mueve durante un terremoto, un trozo de papel que enrolla debajo del lápiz se mueve con la tierra, pero el lápiz, con su peso suspendido en resortes, permanece estacionario, dibujando líneas en la hoja de papel que muestran los movimientos sísmicos de la tierra. La foto del USGS a continuación muestra un sismograma de un sismógrafo ubicado en Columbia, California que registró el terremoto de Loma Prieta de 1989.

Con la tecnología moderna, los sismógrafos con plumas y hojas rodantes de papel están siendo reemplazados por sismómetros con sensores electrónicos y pantallas de computadora. Los sismógrafos y sismómetros producen ambos un sismograma, el cual es un registro gráfico de las ondas sísmicas, vistas ya sea en papel o en un monitor de computadora.

Localización de sismos epicentros

Debido a que las ondas P viajan más rápido que las ondas S, cuanto más lejos estés de un terremoto, mayor será el desfase de tiempo entre cuando llega la primera onda P del sismo y cuando llega la primera onda S. Esta diferencia en el tiempo de llegada se puede utilizar para determinar la distancia al sismo. Si tres estaciones sismógrafas, en tres ubicaciones diferentes, cada una determina su distancia al sismo, la ubicación del epicentro del sismo se puede determinar por triangulación. De cada ubicación de estación sismógrafo en un mapa, se dibuja un círculo con un radio igual a la distancia al sismo desde la estación sismógrafo. El epicentro sísmico debe estar en algún lugar de ese círculo. Donde los tres círculos se cruzan en un solo punto, ese punto es el epicentro del terremoto.

En el mundo actual, muchas estaciones sismógrafas comparten datos a través de Internet. Una vez que ocurre un sismo, los datos de varias estaciones de sismógrafo, generalmente más de tres, se combinan y calculan por computadora para determinar la ubicación del epicentro estadísticamente que mejor se ajuste.

Determinar la profundidad del terremoto

La profundidad del foco sísmico también se calcula utilizando datos sismógrafos combinados de varias estaciones, pero es un cálculo más difícil. En consecuencia, la profundidad calculada de un sismo es algo menos precisa que la determinación de la ubicación del epicentro. Por ejemplo, un epicentro puede estar ubicado a menos de 1 km, pero la profundidad al foco puede ser más o menos varios kilómetros.

La mayoría de los sismos ocurren en la corteza o litosfera superior, a menos de 70 km (50 millas) de profundidad en la tierra. Los sismos que tienen menos de 70 km de profundidad se denominan sismos poco profundos. Los sismos que ocurren entre 70 y 300 km de profundidad son sismos de profundidad intermedia. Los terremotos de 300-700 km de profundidad se llaman terremotos profundos. No se ha detectado ninguna más profunda.

La mayoría de los sismos de profundidad intermedia, y todos los sismos profundos, ocurren en zonas de subducción. En estas zonas, la litosfera oceánica subductora permanece fría y quebradiza, propensa a sufrir fracturas y producir sismos, aun cuando se hunde en las profundidades del manto.

En teoría, una vez que una placa de subducción tiene varios cientos de km de profundidad, su temperatura debería haber aumentado lo suficiente por la conducción de calor del manto circundante, y la presión litostática llegar a ser lo suficientemente alta, para evitar cualquier comportamiento quebradizo. Los sismos a esa profundidad, por lo tanto, no deberían ocurrir por fractura y deslizamiento a lo largo de fallas como lo hacen la mayoría de los sismos en la corteza poco profunda y el manto litosférico superior. Los sismos más profundos, hasta los 700 km, probablemente se deben a que el olivino, el mineral más abundante en la placa subductora, se contrae en una nueva celosía cristalina con una estructura más densa. Esta contracción se produce en respuesta al aumento de la presión litostática que encuentra la losa subductora a medida que se hunde profundamente en el manto.

Calcular la magnitud del terremoto

La magnitud de un sismo es un número que permite que los sismos sean comparados entre sí en términos de su potencia relativa. Durante varias décadas, las magnitudes sísmicas se calcularon con base en un método desarrollado por primera vez por Charles Richter, sismólogo radicado en California. Richter utilizó sismogramas de sismos ocurridos en la zona de falla de San Andrés para calibrar su escala de magnitud.

Se factorizan dos mediciones juntas para determinar la magnitud de Richter de un sismo: la amplitud de las olas más grandes registradas en un sismograma del sismo, y la distancia al epicentro del sismo. La onda sísmica de amplitud máxima —la altura de la más alta— se mide en mm en un sismograma. También se debe tomar en cuenta la distancia al epicentro porque cuanto mayor sea la distancia desde el sismo, más pequeñas se vuelven las olas. El efecto de la distancia se factoriza fuera del cálculo. No hay límite superior definido para la escala de Richter, pero después de un siglo de mediciones sismógrafas, parece que las rocas en la tierra liberan su estrés antes de acumular suficiente energía para alcanzar la magnitud 10.

Se encontró que la escala de Richter no se transfirió muy bien desde la zona de falla de San Andrés, un límite de placa de transformación, a los sismos mucho más potentes que ocurren en los límites de las placas convergentes, particularmente los terremotos de la zona de subducción. Por lo tanto, la escala de Richter ha sido reemplazada por la escala de magnitud de momento, simbolizada como M _w.

La escala de magnitud del momento es ampliamente similar a la escala de Richter, pero toma más factores en cuenta, incluyendo el área total de la falla que se mueve durante el sismo, y cuánto se mueve. Esto produce un número de magnitud que es un mejor indicador de la cantidad total de energía liberada por el sismo. Debido a que la escala de magnitud de momento ha reemplazado a la escala de Richter, asumiremos a partir de aquí que nos estamos refiriendo a la magnitud del momento, no a la magnitud de Richter, cuando hablamos de magnitud sísmica.

La escala de magnitud retrata la energía logarítmicamente hasta aproximadamente la base 32. Por ejemplo, un terremoto de magnitud 6.0 libera aproximadamente 32 veces más energía que un terremoto de magnitud 5.0. Una magnitud 7.0 libera aproximadamente 32 x 32 = 1024 veces más energía que un terremoto de magnitud 5.0. Un sismo de magnitud 9.0, que rara vez ocurre, libera más de un millón de veces más de energía que un terremoto de magnitud 5.0.

Ranking Intensidad de Sismo

La intensidad del sismo es muy diferente de la magnitud del terremoto. La intensidad sísmica es un ranking basado en los efectos observados de un sismo en cada lugar en particular. Por lo tanto, cada sismo produce un rango de valores de intensidad, que van desde los más altos en el área del epicentro hasta cero a una distancia del epicentro. La escala de intensidad sísmica más utilizada es la escala de intensidad sísmica modificada de Mercalli. Consulte la página de la Escala de Intensidad Mercalli Modificada en el sitio web del Programa de Riesgos de Terremotos del Servicio Geológico de EE. UU.

La siguiente tabla muestra aproximadamente cuántos sismos ocurren cada año en cada rango de magnitud y cuál podría ser la intensidad en el epicentro para cada rango de magnitud.

Magnitud	Número promedio por año	Intensidad de Mercalli Modificada	Descripción
0 — 1.9	>1 millón	—	micro — no se sentía
2.0 — 2.9	>1 millón	I	menor — rara vez se siente
3.0 — 3.9	cerca de 100,000	II — III	menor — notado por algunas personas
4.0 — 4.9	cerca de 10,000	IV — V	luz — sentida por muchas personas, daños menores posibles
5.0 — 5.9	cerca de 1,000	VI — VII	moderada — sentida por la mayoría de la gente, posible yeso roto y chimeneas
6.0 — 6.9	alrededor de 130	VII — IX	fuerte — daño variable dependiendo de la construcción del edificio y el sustrato
7.0 — 7.9	cerca de 15	IX — X	mayor — daños extensos, algunos edificios destruidos
8.0 — 8.9	cerca de 1	X — XII	gran — daños extensos en amplias áreas, muchos edificios destruidos
9.0 y superiores	< 1	XI — XII	gran: daños extensos en áreas amplias, la mayoría de los edificios destruidos

TERREMOTOS Y LÍMITES DE PLACA

La mayoría, pero no todos, los terremotos ocurren en o cerca de los límites de las placas. Una gran cantidad de estrés se concentra y una gran cantidad de tensión, gran parte de ella en forma de ruptura de la tierra, tiene lugar en lugares donde dos placas divergen, transforman o convergen una respecto a la otra.

La tensión es la tensión dominante en los límites de las placas divergentes. Las fallas normales y los valles de grieta como las estructuras predominantes relacionadas con el terremoto en los límites de las placas divergentes. Los terremotos en los límites de las placas divergentes suelen ser relativamente poco profundos y, aunque pueden ser dañinos, los terremotos más poderosos en los límites de las placas divergentes no son tan poderosos como los terremotos más poderosos en los límites de las placas convergentes.

Los límites de la placa de transformación son zonas dominadas por cizallamiento horizontal, siendo las fallas de golpeo-deslizamiento el tipo de falla más característico. La mayoría de los límites de las placas transforman la corteza oceánica relativamente delgada, parte de la estructura del fondo oceánico, y producen terremotos relativamente poco profundos que rara vez son de gran magnitud. Sin embargo, donde los límites de las placas de transformación y sus fallas de deslizamiento atraviesan la corteza más gruesa de las islas o incluso la corteza más gruesa de los continentes, es posible que deba acumularse más estrés antes de que las masas más gruesas de roca se rompan, y así las magnitudes de los terremotos pueden ser más altas que en la placa de transformación zonas limítrofes confinadas a corteza oceánica delgada. Esto es evidente en lugares como la zona de falla de San Andrés de California, donde una falla de transformación corta a través de la corteza continental y los sismos allí a veces superan los 7.0 de magnitud.

Los límites convergentes de la placa están dominados por la compresión. Las fallas principales que se encuentran en los límites de las placas convergentes suelen ser fallas inversas o de empuje, incluyendo una falla de empuje maestra en el límite entre las dos placas y, por lo general, varias fallas de empuje principales más o menos paralelas al límite de la placa. Los sismos más potentes que se han medido son los sismos de subducción, de hasta más de 9.0 de magnitud. Todas las zonas de subducción en el mundo están en riesgo de sismos de subducción con magnitudes de hasta o incluso mayores que 9.0 en casos extremos, y es probable que produzcan tsunamis. Esto incluye la zona de subducción de Cascadia del norte de California y la costa de Oregón y Washington, la zona de subducción Aleutiana del sur de Alaska, la zona de subducción de Kamchatka del Pacífico de Rusia, la zona de subducción de Acapulco del sur del Pacífico de México, la zona de subducción centroamericana, la zona andina la zona de subducción, la zona de subducción de las Indias Occidentales o del Caribe y las zonas de subducción de Indonesia, Japón, Filipinas y varias zonas de subducción más en el Océano Pacífico occidental y suroeste.

SISMOS INTRAPLACA

Algunos sismos ocurren lejos de los límites de las placas. Los terremotos pueden ocurrir dondequiera que haya suficiente tensión en la corteza terrestre para impulsar las rocas a la ruptura.

Por ejemplo, Hawái está a miles de kilómetros (miles de millas) de cualquier límite de placa, pero los volcanes que componen las islas se han acumulado tan rápidamente que todavía están experimentando estabilización gravitacional. Sectores de las islas hawaianas ocasionalmente se desploman a lo largo de fallas normales, produciendo sismos intraplaca. La mayoría de los sismos ocurren en la gran isla de Hawai, la cual está compuesta por los volcanes más jóvenes, construidos más recientemente. El registro geológico muestra que partes de las islas más antiguas han sufrido grandes colapsos en los últimos millones de años, con secciones de las islas deslizándose hacia el fondo marino en deslizamientos de tierra en fallas normales poco profundas.

Otro ejemplo es la región Cuenca y Cordillera del oeste de Estados Unidos, incluyendo Nevada y el este de Utah, donde la corteza está sometida a tensión. Los sismos ocurren allí en fallas normales, lejos tierra adentro de los límites de las placas en la costa oeste. La tensión en la corteza de la provincia de Cuenca y Cordillera puede deberse en parte a un sistema de crestas oceánicas que se subducó debajo de California y ahora se encuentra debajo de la Cuenca y Cordillera, causando tensión en la litosfera.

La región alrededor del Parque Nacional Yellowstone también sufre ocasionalmente grandes sismos en fallas normales. Los sismos en esa área pueden deberse a que el punto caliente de Yellowstone causa expansión térmica diferencial de la litosfera en una amplia zona alrededor del centro del punto caliente.

Varias ciudades de la costa este, incluyendo Boston, Nueva York y Charleston en Carolina del Sur, han experimentado sismos dañinos en los últimos dos siglos. Las fallas debajo de estas ciudades pueden remontarse a la ruptura de Pangea y a la apertura del Océano Atlántico a partir de hace unos 200 millones de años.

En la zona de la localidad de Nuevo Madrid, a lo largo del río Mississippi en el sureste de Misuri y oeste de Tennessee, se produjeron grandes sismos en 1811-1812. Siguen ocurriendo allí sismos menores a moderados, manteniendo activa la posibilidad de que los sismos dañinos vuelvan a ocurrir ahí en el futuro. El sistema de fallas debajo de esa área puede datar de tiempos de colisión continental y ruptura continental en el pasado geológico distante, y el estrés reciente en la corteza alrededor de Nuevo Madrid puede deberse a la acumulación masiva de sedimentos en la región del delta del río Mississippi, que se extiende hacia el sur de esa área.

TERREMOTOS Y VOLCANES

Las conexiones entre sismos y volcanes no siempre son obvias. Sin embargo, cuando el magma se mueve hacia arriba debajo de un volcán, y cuando un volcán está en erupción, produce sismos. Los sismos volcánicos son distintos del tipo más común de sismos que ocurren por rebote elástico a lo largo de fallas.

Los sismólogos pueden usar los patrones y señales de los terremotos que provienen de debajo de los volcanes para predecir que el volcán está a punto de entrar en erupción, y pueden usar ondas sísmicas para ver que un volcán está experimentando una erupción incluso si el volcán está en un lugar remoto, oculto en la oscuridad o escondido en nubes de tormenta.

Los respiraderos volcánicos, y los volcanes en general, se encuentran comúnmente a lo largo de fallas, o en la intersección de varias fallas. Las fallas mayores que ya existen en la corteza pueden ser caminos naturales para canalizar el magma ascendente. Sin embargo, en los principales edificios volcánicos, las fallas menos profundas son producto del desarrollo del volcán. Hay efectos de retroalimentación entre la presión ascendente de la flotabilidad del magma en la corteza, el crecimiento de fallas en las zonas volcánicas y la ventilación de los volcanes, lo que aún no se entiende completamente.

Como se señaló al inicio de esta sección, no todos los sismos se deben al deslizamiento de bloques sólidos de roca a lo largo de fallas. Cuando un volcán sufre una poderosa erupción piroclástica —es decir, cuando un volcán explota— provoca que la tierra se estreche. Los sismos causados por erupciones volcánicas explosivas producen una señal sísmica diferente a la de los sismos causados por deslizamientos a lo largo de fallas.

Otro ejemplo de sismos que son causados al menos en parte por el movimiento del magma, más que por el deslizamiento de roca completamente sólida a lo largo de fallas, son los sismos desencadenados por el movimiento del magma hacia arriba debajo de un volcán, o hasta niveles más altos en la corteza ya sea que haya o no un volcán en la parte superior. Tal movimiento ascendente del magma dentro de la corteza a veces se llama inyección de magma. Los sismólogos aún están investigando las interacciones entre el movimiento del magma en la corteza y el deslizamiento relacionado a lo largo de fallas que pueden ser causadas por la presión y el movimiento del magma.

PELIGROS SÍSMICOS

Los terremotos pueden ser peligrosos para los humanos y la propiedad de diversas maneras. Los peligros sísmicos surgen de una combinación de factores como el tamaño del terremoto, la distancia al epicentro, el material subyacente y las estructuras geológicas y la construcción de edificios.

Sacudidas de tierra

El temblor del suelo es causado por ondas sísmicas Durante un sismo significativo, una ubicación particular, y cualquier edificio en ese lugar, será sacudido por las ondas corporales (P- y S-) y las ondas superficiales (Rayleigh y Love. Cada tipo de onda tendrá una frecuencia diferente (diferente número de ondas que pasan por cada segundo), y puede cortar o mover un edificio de una manera diferente, a veces simultáneamente. Los barrios o pueblos adyacentes pueden experimentar intensidades muy diferentes a partir del mismo sismo, en función de lo lejos que están del epicentro y qué tipo de rocas o sedimentos hay en el suelo debajo de cada área. Los lugares sustentados por depósitos espesos de sedimentos no consolidados experimentarán una mayor amplitud de agitación, a la misma distancia del mismo terremoto, que los lugares sustentados por roca sólida hasta la superficie. Si los sedimentos no consolidados son de grano fino y húmedo, pueden sufrir licuefacción, incrementando los daños a edificios e infraestructura y por lo tanto incrementando la intensidad del sismo allí. Si los sedimentos no consolidados están superpuestos por una capa de relleno artificial, es probable que el área experimente una sacudida más intensa y experimente más sedimentación del suelo, y licuefacción si está húmeda, que los lugares a los que no se les ha agregado una capa de relleno artificial.

La Ciudad de México, una de las ciudades más pobladas del mundo, se encuentra en una cuenca en las montañas de México. Gran parte de la ciudad está construida sobre relleno artificial sobre sedimentos de grano fino de un extenso lago y humedales que fueron drenados y llenados a medida que la ciudad crecía. Como resultado de cómo se amplifican las ondas sísmicas en sedimentos blandos, el temblor del suelo en la Ciudad de México durante un sismo es mayor que en áreas fuera de la cuenca, que tienen roca rocosa cerca de la superficie. Durante el sismo de 1985, que se originó costa afuera de Acapulco en la costa del Pacífico, a 300 km (200 millas) de distancia, muchos edificios de la Ciudad de México colapsaron y murieron más de 20 mil personas.

El Distrito Marina en el norte de San Francisco está construido sobre relleno artificial sobre sedimentos húmedos de la costa de la bahía. Los escombros y escombros de edificios que colapsaron o quemaron en ese distrito como consecuencia del terremoto de 1906 se utilizaron como relleno artificial debajo de las estructuras construidas durante la reconstrucción de esa zona. En 1989, el sismo de Loma Prieta provocó el colapso de varios edificios del Distrito Marina, y allí murieron varias personas. Otro ejemplo de una estructura en suelo húmedo cubierto por relleno artificial que colapsó durante el terremoto de Loma Prieta es el viaducto Cypress en Oakland, CA. La foto del USGS a continuación muestra las columnas de soporte fallidas.

Desplazamiento permanente del suelo

Durante grandes terremotos, el suelo puede cambiar permanentemente a una nueva posición hacia arriba, hacia abajo o hacia los lados (hasta 10 o más m, 30 o 40 pies, en casos extremos). Este cambio en la ubicación del terreno, que también inclina el suelo, puede provocar perturbaciones de carreteras y servicios públicos y, en ciudades costeras, sumergir o emergencia de instalaciones portuarias. Incluso los cambios de tierra de menos de un metro (un pie o dos) pueden causar graves interrupciones en la infraestructura.

Ruptura de Tierra

Durante la mayoría de los sismos, se produce alguna ruptura de la superficie terrestre a lo largo de la traza de falla. Esto produce una escarpa de falla, que puede tener hasta varios m (hasta 10 pies o más) de desplazamiento vertical. Esto puede perturbar carreteras y servicios públicos, y cualquier edificio en una falla que se rompe puede sufrir daños extensos.

La ruptura de la tierra durante un sismo también puede ocurrir en fallas secundarias. La ruptura de la superficie terrestre inducida por terremotos también puede ocurrir en zonas débiles de sedimentos superficiales que se fracturan y se propagan. Si tiene lugar suficiente extensión de una capa superficial rota, se puede clasificar como un deslizamiento de tierra. La foto de la NOAA a continuación muestra daños sustanciales en la subdivisión Turnagain-By-The-Sea causados por el Gran Terremoto de Alaska de 1964.

Deslizamientos y Avalanchas

En pendientes pronunciadas y en zonas montañosas, grandes sismos pueden desencadenar muchos deslizamientos de tierra, desprendimientos de rocas o avalanchas. Estos pueden dañar edificios, pueblos o caminos en el camino de los deslizamientos de tierra.

Licuefacción

Si los sedimentos no consolidados de grano fino o medio se saturan con agua subterránea, el temblor que ocurre durante un terremoto puede hacer que los granos de sedimento pierdan contacto entre sí y queden suspendidos en el agua, convirtiendo temporalmente lo que era suelo sólido en suelo líquido. Los edificios y otras estructuras pueden hundirse, inclinarse o deslizarse a corta distancia en el suelo licuado, causando daños graves.

Incendios

Los incendios son un efecto secundario más que primario de los sismos. Los cables eléctricos rotos y las tuberías de gas natural suelen provocar incendios durante los sismos. Para agrandar el problema, el suministro de agua también puede verse interrumpido por daños sísmicos, lo que hace imposible apagar el fuego con agua de las bocas de incendio. El incendio que estalló como consecuencia del gran terremoto de San Francisco de 1906 quemó gran parte de la ciudad hasta el suelo, causando daños más extensos a los edificios que el temblor del suelo lo hizo durante el sismo.

Tsunamis

Un tsunami es un conjunto de olas en el océano (o un lago grande) con una longitud de onda extremadamente larga, típicamente de más de 100 km de largo. Los tsunamis se mueven a muchos 100s de km por hora en aguas profundas. Los tsunamis pueden desencadenarse por violentas erupciones volcánicas que se originan justo debajo del nivel del mar, por deslizamientos de tierra gigantes que ocurren bajo el agua o caen en el mar desde montañas costeras, por grandes impactos de meteoritos y, más comúnmente, por terremotos que sacuden mucho el fondo del océano, lo que comúnmente ocurre en zonas de subducción.

La amplitud, o altura de cresta, de una ola de tsunami individual puede ser de solo aproximadamente 1 m (aproximadamente 3 pies de altura) en el océano abierto. Es común que un tsunami pase barcos en el mar sin ser notado. Sin embargo, a medida que la ola se acerca a la orilla donde el fondo crece menos profundo, la cresta se acumula hasta una altura de hasta varias decenas de metros (más de 30 pies en algunos casos). La cresta de la ola puede llegar a tierra durante varios minutos antes de disminuir. Incluso una ola de tsunami de no más de 3 m (10 pies) que llega a tierra puede causar daños extensos en puertos y costas, ya que la ola de longitud de onda larga sigue llegando durante varios minutos.

Los tsunamis consisten en más de una ola, por lo que una cresta de la segunda ola puede subir a tierra varios minutos después. Algunos tsunamis conducen con el canal de olas, por lo que lo primero que se notó a medida que ese tipo de tsunami se acerca a una orilla es un inconveniente dramático, o retroceso, del mar, como si la marea se apagara repentinamente. Tal inconveniente será seguido inevitablemente por una cresta de olas de tsunami ascendente.

Los tsunamis del terremoto de Sumatra de 2004 mataron a más de 100 mil personas en zonas costeras del Océano Índico, algunas en costas a varios miles de kilómetros (varios miles de millas) de distancia del epicentro del sismo. El gran terremoto del sureste de Alaska de 1964 generó un tsunami que mató a 16 personas en la costa de Oregón y el norte de California, a más de 1,000 km (600 millas) de distancia. Se sabe que los tsunamis atraviesan todo el Océano Pacífico y causan muertes en un tercio del camino alrededor del mundo. Hawai, en medio del Océano Pacífico, ha sido dañado por tsunamis, originados por sismos de subducción en el borde del Pacífico, varias veces en los últimos siglos. Japón, con su complejo conjunto de zonas de subducción y su costa oriental abierta al Océano Pacífico, ha experimentado más de 100 tsunamis en su historia registrada, más recientemente como resultado de un gran terremoto de subducción frente a la isla norte en 2011 que resultó en la destrucción de varios pueblos costeros y miles de personas muriendo. El último gran tsunami generado por la zona de subducción de Cascadia a lo largo de la costa del noroeste del Pacífico inundó áreas costeras de Washington, Oregón, norte de California, y la isla de Vancouver en Canadá. Ocurrió en 1701, mucho antes de que la región estuviera tan poblada como ahora. La subducción continúa en la zona de subducción de Cascadia y se puede esperar que se generen más tsunamis por sismos ahí en el futuro.

Mitigación de daños por terremotos

Mucho se puede hacer para reducir el riesgo de muertes durante los sismos, y para reducir los daños a edificios e infraestructura; es decir, para mitigar los efectos de los sismos.

En muchos casos, son los edificios colapsados los que más daños causan durante un sismo. Los edificios deben construirse de manera que sea poco probable que se derrumben durante un terremoto. Las estrategias que los ingenieros han desarrollado incluyen tener suficiente flexibilidad en la estructura para absorber los temblores durante un terremoto. Los ladrillos, el mortero y el concreto son rígidos y quebradizos. Sin embargo, los ladrillos y mortero, y el concreto, se pueden reforzar con acero para que puedan sobrevivir mejor a un terremoto. La madera y el acero son más flexibles que los ladrillos, el mortero y el concreto, y se prestan al tipo de edificio que, debidamente diseñado y construido de acuerdo con el código, es probable que sobreviva a un terremoto sin colapsar.

La forma en que un edificio se une a su cimentación, y cómo se ancla la cimentación en la tierra, son consideraciones importantes en el diseño de sismo. Muchas casas construidas a principios y mediados del siglo XX en California no estaban adheridas a sus cimientos, con base en el supuesto de que el peso de una casa la mantendría sobre sus cimientos. Resultó ser una mala suposición. Los terremotos provocaron que las casas se deslizaran de sus cimientos. Muchos propietarios de viviendas en el estado han tomado medidas para asegurarse de que sus casas están ahora apegadas a sus fundaciones; si un propietario compra un seguro contra sismo, generalmente la compañía de seguros lo requiere. Un gran edificio o rascacielos construido en un área propensa a terremotos normalmente tendrá una gran flexibilidad incorporada, incluyendo algún tipo de mecanismo de absorción de tensión elástico enfocado en puntos donde el edificio se adhiere a sus cimientos.

La infraestructura (carreteras, puentes, servicios públicos) se puede construir con márgenes de seguridad para el evento de un terremoto. Esto incluye gasoductos diseñados para deslizarse hacia adelante y hacia atrás sobre sus soportes y que tienen válvulas de cierre incorporadas que pueden ser activadas por sensores automáticos, líneas eléctricas y redes con flexibilidad y capacidades de cierre similares, y carreteras, pasos elevados y puentes construidos para soportar sacudidas durante una terremoto.

El desarrollo y la aplicación de códigos de construcción destinados a reducir el riesgo de sismos a menudo requiere de recursos que no están disponibles en regiones empobrecidas. Esto lleva a una mayor probabilidad de que los edificios colapsen por sismo del mismo tamaño en algunas zonas del mundo que en otras áreas.

PREGUNTAS DE REFLEXIÓN

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