El conocimiento actual acerca del interior de la Tierra es resultado de numerosos estudios científicos, en su mayoría basados en la propagación de las ondas sísmicas a través del propio material terrestre. De esta manera ha sido posible determinar su composición y dividirla en varias capas concéntricas; del exterior al interior, son:


Fig. 1. Estructura Interna de la Tierra. Crédito imagen: www2.nature.nps.gov
Corteza: Se inicia en la superficie y llega hasta una profundidad promedio de 35 km. En algunas zonas continentales como las cadenas montañosas, puede ser mayor; en otras, bajo los océanos, su espesor es menor: unos 10 km. La corteza es completamente sólida y fracturable.

Manto: Comprende desde la parte inferior de la corteza hasta aproximadamente 2900 km de profundidad. Debido a las condiciones de temperatura y presión imperantes en el material de esta capa, su estado físico oscila entre sólido y plástico.

Núcleo Externo: Su espesor es de unos 2300 km, comprendidos entre los 2900 y los 5200 km de profundidad. Con base en datos sismológicos se ha podido inferir que es líquido. Esto se puede deber a condiciones de temperatura elevada.

Núcleo Interno: Éste es el centro de la Tierra; su diámetro es de 2340 km . Según se ha calculado, se encuentra en estado sólido.
En 1620, Sir Francis Bacon reconoció claramente que existe correspondencia en la forma de las líneas de la costa atlántica de América y las de África Occidental. Con esta base, en 1912 Alfred Wegener desarrolló la teoría de la deriva continental; en ella se afirma que, hace 200 millones de años, los continentes actuales integraban un supercontinente denominado Pangea . Al moverse constantemente sobre un supuesto sustrato viscoso, los continentes llegaron a ocupar su posición actual.

Fig. 2. Las líneas marcadas sobre la Pangea señalan las masas de tierra que se separarían para formar los continentes actuales. Crédito imagen: www.es.wikipedia.org

Fig. 3. Distribución actual de los continentes. Crédito imagen: www.hermex.com

Posteriormente, con base en la teoría elaborada por Wegener y numerosas contribuciones de geólogos y geofísicos, se desarrolló la teoría de tectónica de placas. En ella se postula que la litosfera está dividida, formando una especie de mosaico de sectores rígidos, conocidos como placas, las cuales se mueven entre sí, y cuyos desplazamientos promedio son de 2 a 12 centímetros por año.

Para entender el mecanismo que impulsa las placas se presenta la siguiente figura; en ella se muestra que, debido al arrastre provocado por corrientes de convección, los fragmentos de litosfera se desplazan sobre la parte viscosa del manto. Estas corrientes transportan el material caliente hacia zonas poco profundas mientras que el material con menor temperatura, y mayor densidad, es llevado a mayores profundidades.


Fig. 4. Dinámica de la Tierra. Crédito imagen: www.cipres.cec.uchile.cl

Una placa tectónica es una de las numerosas secciones rígidas de la litosfera que se mueven como una unidad sobre el material de la astenosfera , la capa más plástica que está debajo.

La teoría de la tectónica de placas es una teoría de tectónica global que se ha consolidado como paradigma en la geología moderna, a la que ha proporcionado un marco teórico explicativo de la estructura, historia y dinámica de la corteza de la Tierra . Se basa en la observación de que la corteza terrestre (o más bien la litosfera , de la que forma parte integral), está dividida en unas veinte placas semirrígidas. Las regiones fronterizas de estas placas son zonas con actividad tectónica donde se concentran sismos y erupciones volcánicas y donde se produce la orogénesis.


Fig. 5. Placas Tectónicas existentes en la actualidad. Crédito imagen: www.almez.pntic.mec.es

Distribución Geográfica

No todas las regiones de la Tierra son igualmente propensas a las sacudidas sísmicas. Estudiando la distribución de los hipocentros de los distintos terremotos que han tenido lugar a lo largo de la historia, se ha dividido la superficie terrestre en tres zonas distintas:

  • Regiones sísmicas: zonas activas de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandes movimientos sísmicos. Suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montañosas de reciente formación (orogénesis).
  • Regiones penisísmicas: zonas en las que sólo se registran terremotos débiles y no con mucha frecuencia.
  • Regiones asísmicas: zonas muy estables de la corteza terrestre en las que raramente se registran terremotos. Son sobre todo regiones muy antiguas de corteza de tipo continental (escudos).

Tipos de placas

Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, en función de la clase de corteza que forma su superficie. Hay dos clases de corteza. la oceánica y la continental.

  • Placas oceánicas. Son placas cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada y de composición básica. Aparecerán sumergidas en toda su extensión, salvo por la presencia de edificios volcánicos intraplaca, de los que más altos aparecen emergidos, o por arcos de islas en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se encuentran en el Pacífico: la placa Pacífica, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina.
  • Placas mixtas. Son placas cubiertas en parte por corteza continental y en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas tienen este carácter. Para que una placa fuera íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y colisión de fragmentos continentales, y de hecho pueden interpretarse así algunas subplacas de las que forman los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana o la placa Euroasiática.

Límites de placa

Las placas limitan entre sí por tres tipos de situaciones.

1. Límites divergentes. Corresponden al rift mediooceánico que se extiende, de manera discontinua, a lo largo del eje de las dorsales.


Fig. 6. Limites Divergentes. Crédito imagen: www.visionlearning.com

2. Límites convergentes. Allí donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos:

  • Límites de subducción. Una de las placas se dobla, con un ángulo pequeño, hacia el interior de la Tierra, introduciéndose por debajo de la otra. El límite viene marcado por la presencia de una fosa oceánica o fosa abisal, una estrecha zanja cada uno de cuyos flancos pertenece a una placa distinta. Hay dos casos que difieren por la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la subducción: puede ser de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de Nazca bajo los Andes; o puede ser litosfera oceánica, en cuyo caso se desarrollan allí edificios volcánicos que forman un arco de islas. Las fosas oceánicas, y los límites que marca, tienen una forma curva, con una gran amplitud según corresponde a la sección de un plano inclinado, el plano de subducción, con la superficie. 

  • Límites de colisión. Se originan cuando la convergencia facilitada por la subducción provoca la aproximación de dos masas continentales. Al final las dos masas chocan, levantándose un orógeno de colisión, con los materiales continentales de la placa que subducía tendiendo a ascender sobre la otra placa. Las mayores cordilleras, como el Himalaya o los Alpes se forman así. 


Fig. 7. Limites Convergentes, limites de colisión. Crédito imagen: www.visionlearning.com
3. Límites de fricción . Es como llamamos a la situación en que dos placas aparecen separadas por un tramo de falla transformante . Las fallas transformantes quiebran transversalmente las dorsales, permitiéndoles desarrollar un trazado sinuoso a pesar de que su estructura interna exige que sean rectas. Topográficamente las fallas transformantes aparecen como estrechos valles rectos asimétricos en el fondo oceánico. Sólo una parte del medio de cada falla es propiamente límite entre placas, proyectándose los dos extremos cada uno dentro de una placa.

Fig. 8. El esbozo original de J. Tuzo Wilson de los lugares calientes Hawaianos. (Usado con el permiso de Canadian Journal of Physics.). Crédito imagen: www.visionlearning.com

Bordes de placa

Las zonas de las placas contiguas a los límites, los bordes de placa, son las regiones de mayor actividad geológica interna del planeta. En ellas se concentran:

  • El vulcanismo . La mayor parte del vulcanismo activo se produce en el eje de las dorsales, en los límites divergentes, pero al ser submarino y de tipo fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido. Detrás vienen las regiones contiguas a las fosas por el lado de la placa que no subduce.
  • La orogénesis , es decir, el levantamiento de montañas. La orogénesis acompaña a la convergencia de placas, tanto donde hay subducción, donde se levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en volcanes; como en los límites de colisión, donde el vulcanismo es escaso o ausente, pero la sismicidad es particularmente intensa.
  • La sismicidad . Existen terremotos intraplaca, originados en fracturas en las regiones centrales y generalmente estables de las placas; pero la inmensa mayoría se producen en bordes de placa. Las circunstancias del clima y de la historia han hecho concentrarse una buena parte de la población mundial en las regiones más sísmicas de los continentes, las que forman los cinturones orogenéticos , junto a límites convergentes. Algunos terremotos importantes, como el que destruyó Lisboa en 1755, se originaron en límites de fricción, generalmente en el océano. Los terremotos más importantes de las dorsales son los que se producen en donde las fallas transformantes actúan como límite entre placas

 

En geología una falla es una discontinuidad que se forma en las rocas someras de la Tierra (200 km de profundidad) por fracturamiento cuando concentraciones de fuerzas tectónicas exceden la resistencia de las rocas. La zona de ruptura tiene una superficie más o menos bien definida denominada plano de falla y su formación va acompañada de deslizamiento tangencial (paralelo) de las rocas a este plano.

Elementos de una falla

  • Plano de falla : superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla.
  • Labio levantado : el bloque que queda elevado sobre el otro.
  • Labio hundido : el bloque que queda por debajo del labio levantado.

Características de una falla

Las siguientes características nos permiten describir las fallas:

  • Dirección : ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de falla con el eje norte - sur .
  • Buzamiento : ángulo que forma el plano de falla con la horizontal.
  • Salto de falla : distancia entre un punto dado de uno de los bloques (p. ej. una de las superficies de un estrato) y el correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla.
  • Escarpe : distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical.

Fallas activas e inactivas

Se denomina fallas activas a aquellas de las que los registros históricos demuestran que siguen deslizando. El deslizamiento puede ser repentino en forma de saltos lo que da lugar a sismos , seguido de periodos de inactividad . Los sismos más grandes han sido originados por saltos de 8 a 12 m . El deslizamiento también puede darse de manera lenta y continua, solo perceptible con instrumentos tales como estaciones GPS después de varios años de observaciones.

El primer tipo son fallas sísmicas mientras que el segundo son asísmicas o reptantes . Sin embargo, al considerar intervalos grandes de tiempo del orden de miles de años, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos centímetros por año.

Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrés en el sur y centro de California en EUA, el cual ha generado los sismos de San Francisco (M=8.2) en 1905, Los Ángeles (M=6.5) en 1993 y recientemente Héctor Mine (M=7) en 1999 y San Luís Obispo (M=6.2) en 2004. Las fallas de la parte central del sistema San Andrés, por otra parte, se deslizan asísmicamente.

Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento

Las fallas se clasifican en tres tipos según sea la dirección del desplazamiento de las rocas que cortan:

  • Falla inversa . Este tipo de fallas se genera por compresión horizontal. El movimiento es preferentemente horizontal y el plano de falla tiene típicamente un ángulo de 30 grados respecto a la horizontal. El bloque de techo se encuentra sobre el bloque de piso. Cuando las fallas inversas presentan un manteo inferior a 45º, estas pasan a tomar el nombre decabalgamiento .

Fig. 9. Falla Inversa. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve
  • Falla normal . Este tipo de fallas se generan por tensión horizontal. El movimiento es predominantemente vertical respecto al plano de falla, el cual típicamente tiene un ángulo de 60 grados respecto a la horizontal. El bloque que se desliza hacia abajo se le denomina bloque de techo , mientras que el que se levanta se llama bloque de piso . Otra manera de identificar estas fallas es la siguiente. Si se considera fijo al bloque de piso (aquel que se encuentra por debajo del plano de falla) da la impresión de que el bloque de techo cae con respecto a este. Conjuntos de fallas normales pueden dar lugar a la formación de horsts y grábenes .

Fig. 10. Falla Normal. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve
  • Falla de desgarre . Estas fallas son verticales y el movimiento de los bloques es horizontal. estas fallas son típicas de límites transformantes de placas tectónicas . Se distinguen dos tipos de fallas de desgarre: derechas e izquierdas. Derechas, o diestras, son aquellas en donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la derecha, mientras que en las izquierdas, o siniestras, es el opuesto. También se les conoce como fallas transversales.

Fig. 11. Falla de Desgarre. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve

Definición

Las ondas sísmicas (u ondas elásticas) son la propagación de perturbaciones temporales del campo de esfuerzos que generan pequeños movimientos en un medio. Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente (en general por explosiones). La sísmica es la rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploración del petróleo.

Tipos de ondas

Ondas de cuerpo

Las ondas de cuerpo viajan a través del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composición del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refracción de ondas de luz . Las ondas de cuerpo transmiten los temblores preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).

  • Ondas P
    Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material. Velocidades típicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.


Fig. 12. Ondas P. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve
  • Ondas S 
    Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación, alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos debido a que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material sólido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente más fuerte que ésta. Por ejemplo en el núcleo externo, que es un medio líquido, no permite el paso de las ondas S.

Fig. 13. Ondas S. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve
Ondas superficiales

Las ondas superficiales son análogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y son por ende las ondas sísmicas más destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love.

  • Ondas Rayleigh
    Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt.

Fig. 14. Ondas Rayleigh. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve
Ondas Love
Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemático británico que creó un modelo matemático de las ondas en 1911 . Las ondas Love son levemente más lentas que las ondas de Rayleigh.

Fig. 15. Ondas Love. Crédito imagen: www.funvisis.gob.ve

Definición de Sismo

Se denomina sismo o terremoto a las sacudidas o movimientos bruscos del terreno producidos en la corteza terrestre como consecuencia de la liberación repentina de energía en el interior de la Tierra o a la tectónica de placas . Esta energía se transmite a la superficie en forma de ondas sísmicas que se propagan en todas las direcciones. El punto en que se origina el terremoto se llama foco o hipocentro; este punto se puede situar a un máximo de unos 700 km hacia el interior terrestre. El epicentro es el punto de la superficie terrestre más próximo al foco del terremoto.


Fig. 16. Características de un sismo. Crédito Imagen: http://redescolar.ilce.edu.mx
Origen de los Sismos

Los sismos tectónicos se suelen producir en zonas donde la concentración de fuerzas generadas por los límites de las placas tectónicas da lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie de la Tierra . Es por esto que los sismos de origen tectónico están íntimamente asociados con la formación de fallas geológicas . Suelen producirse al final de un ciclo denominado ciclo sísmico , que es el período de tiempo durante el cual se acumula deformación en el interior de la Tierra que más tarde se liberará repentinamente. Dicha liberación se corresponde con el terremoto, tras el cual, la deformación comienza a acumularse nuevamente.

A pesar de que la tectónica de placas y la actividad volcánica son la principal causa por la que se producen los terremotos, existen otros muchos factores que pueden dar lugar a temblores de tierra como: desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas, hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presión atmosférica por ciclones e incluso actividad humana. Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de microsismos , temblores que solo pueden ser detectados por sismógrafos.

Clases de Sismos

  • Volcánicos : directamente relacionados con las erupciones volcánicas. Son de poca intensidad y dejan de percibirse a cierta distancia del volcán. Sólo en las explosiones de caldera, como las de Santorini o Krakatoa alcanzan grandes intensidades.
  • Tectónicos : originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele encontrarse localizado a 10 ó 25 kilómetros de profundidad, aunque algunos casos se llegan a detectar profundidades de hasta 70 kilómetros y también pueden ser más superficiales. Se producen por el rebote elástico que acompaña a un desplazamiento de falla .
  • Batisismos : su origen no está del todo claro, caracterizándose porque el hipocentro se encuentra localizado a enormes profundidades (300 a 700 kilómetros), fuera ya de los límites de la litosfera. Se pueden deber a transiciones críticas de fase en las que materiales que subducen se transforman bruscamente, al alcanzarse cierto valor de presión, en otros más compactos.

 

Los maremotos, también son conocidos como tsunamis, nombre de origen japonés que significa grandes olas dentro de las bahías. Así mismo se les conoce como ondas de marea, aunque a los científicos no les simpatiza el nombre. Lo cierto es que los Tsunamis son el producto de las erupciones volcánicas y temblores submarinos que sacuden el planeta. Los tsunamis atraviesan el océano en forma de olas bajas, muchas veces sin que las naves que están en alta mar las perciban, porque la velocidad con que se deslizan alcanza hasta los 270 Kms. por hora, a intervalos de 15 minutos. Al acercarse a las playas se elevan de forma descomunal (con olas de 18 metros en áreas aplaceradas y 30 metros en las calas) y revientan con fuerza destructora, aunque no siempre la primera es la que hace más daño. Sus causas no tienen vínculo alguno con los vientos, ni con la atracción de la luna y el sol.

La ola tsunami tiene su origen en una onda sísmica provocada por el súbito desplazamiento de una masa de agua que es capaz de recorrer enormes trayectos antes de tener contacto con la tierra y su velocidad está relacionada con la profundidad de las aguas. De este tipo de fenómenos naturales, los que suceden en el océano Pacífico son los que más desastres han causado a la humanidad, especialmente en países como Japón, Chile y Perú.


Fig. 17. Generación de un Maremoto o Tsunami. Crédito Imagen: www. Eltaodeinternet.blogspot.com

Antes de llegar a una playa, podemos sospechar la llegada de un tsunami, primero porque las olas se agrandan y llegan con más fuerza. Pero la señal más inequívoca es cuando el agua comienza a alejarse de la orilla dejando en seco embarcaciones, arrecifes y hasta peces. Cuando esto suceda, corra fuera del mar y aléjese lo más que pueda hacia lugares altos, porque lo siguiente que vendrá será el ruido atronador de una inmensa ola que puede variar entre los seis y veinte metros de altura y que en las ensenadas puede alcanzar pavorosas proporciones.

Causas que generan un tsunami o maremoto

  • Un sismo en el fondo del mar, cuya ruptura se da de manera lenta.
  • La caída de grandes masas de tierra o monumentales icebergs (témpanos de hielo) sobre el mar o sobre un lago.
  • La explosión de un volcán a nivel del mar o en el fondo del mar.

Maremotos históricos

A partir de 1596 Japón ha sido víctima en 15 ocasiones de los tsunamis. El de 1896, llamado del centenario, causó la muerte de 27,122 personas. El tsunami que se produjo por la explosión del volcán Krakatoa, con olas de 40 metros de altura, devastó las costas de Java y Sumatra, matando a más de 30 mil personas. Los tsunamis que se produjeron por la explosión del Volcán Krakatoa en las Indias Orientales, en 1883, y cuyas olas que recorrieron el mundo fueron captados hasta por los mareógrafos del Canal de la Mancha. Hawaii fue víctima de estos tsunamis u ondas de marea en 1946 y 1957, por efectos de terremotos en la Fosa de las islas Aleutianas, distante más de 3,200 Km . de este archipiélago. En aquella triste ocasión, la bahía de Kawela se hundió y fallecieron 159 personas.El Terremoto del Océano Índico de 2004, conocido por la comunidad científica como el terremoto de Sumatra-Andaman, fue un terremoto submarino que ocurrió a las 00:58 UTC, o 07:58 en el tiempo local de la región del 26 de diciembre de 2004, con epicentro en la costa del oeste de Sumatra, Indonesia. El terremoto ocasiono una serie de tsunamis devastadores a lo largo de las costas de la mayoría de los países que bordean el Océano Índico, matando a una gran cantidad de personas a su paso e inundando a una gigantesca cantidad comunidades costeras a través de casi todo el sur y sureste de Asia, incluyendo partes de Indonesia, de Sri Lanka, de la India, y de Tailandia. Aunque las estimaciones iniciales habían estimado el numero de muertes sobre los 275.000 sin contar a los millares de personas desaparecidas, un análisis más reciente generado por los Naciones Unidas deja a un total de 229.866 personas desaparecidas, incluyendo 186.983 muertos y 42.883 personas desaparecidas. La muestra excluye de 400 a 600 personas que podrían haber fallecido en Myanmar, lo que representa muchas mas que los 61 muertos que dejan las proyecciones del gobierno central. Si las estadísticas de Myanmar son confiables, el numero de muertes ascenderían a por lo menos 230.000 personas. Por lo cual la catástrofe es el noveno desastre natural más mortal de la historia moderna. El desastre es conocido en Asia y en los medios internacionales como el Tsunami asiático; se llama el boxing Tsunami en Australia, Canadá, Nueva Zelanda, y el Reino Unido, porque ocurrió el boxing day, puesto que el 26 de diciembre es día de fiesta llamado así en esos países. El tsunami ocurrió exactamente un año después del terremoto de 2003 que devastó la ciudad iraní meridional de Bam y exactamente de dos años antes del terremoto de Hengchun del 2006.

Magnitud de Escala Ritcher (Se expresa en números árabes)


Fig. 18. Dr. Charles F. Ritcher. Crédito Imagen: www.angelfire.com/ri/chterymercalli/

Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor.

El Doctor en física de la Universidad de Barcelona, Sr. Joseph Vila, nos aporta que entre magnitud 2 y magnitud 4, lo que aumenta 100 veces sería la amplitud de las ondas y no la energía. La energía aumentaría un factor 33 cada grado de magnitud, con lo cual sería 1000 veces cada dos unidades.

El gran mérito del Dr. Charles F. Richter (del California Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de "calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía.

Magnitud en Escala Richter 

Efectos del terremoto

 Menos de 3.5

     Generalmente no se siente, pero es registrado

3.5 - 5.4

     A menudo se siente, pero sólo causa daños menores

5.5 - 6.0 

     Ocasiona daños ligeros a edificios

 6.1 - 6.9 

     Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas. 

7.0 - 7.9

     Terremoto mayor. Causa graves daños

8  o mayor

     Gran terremoto. Destrucción total a comunidades  cercanas.

Tabla 1. Escala de Magnitud de Ritcher.

Intensidad en Escala de Mercalli Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman) Se expresa en números romanos.

Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una sola) y dependerá de:

1. La energía del terremoto.

2. La distancia de la falla donde se produjo el terremoto

3. La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblicua, perpendicular, etc.)

4. Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la Intensidad

5. Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto.

Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo .

  Grado  I

Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables. 

Grado II

 Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

Grado III

  Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable

Grado IV

 Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente. 

Grado V

Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en  los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

Grado VI

Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros. 

Grado VII

Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

Grado VIII

Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.

Grado IX

Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

Grado X

Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

Grado XI

Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas. 

Grado XII

Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

Tabla 2. Escala de Intensidad Mercalli.

Magnitud e Intensidad de un temblor

La magnitud es un parámetro que indica el tamaño relativo de los temblores, y está, por lo tanto, relacionada con la cantidad de energía liberada en la fuente del temblor. Es un parámetro único que no depende de la distancia a la que se encuentre el observador. Se determina calculando el logaritmo de la amplitud máxima de ondas registradas en un sismógrafo. La escala de magnitud es logarítmica, significando esto que un temblor de magnitud 7.0, por ejemplo, produce un movimiento que es 10 veces más fuerte que el producido por uno de magnitud 6.0. Aunque existen varias escalas de magnitud, por razones prácticas la escala más utilizada ha sido la Magnitud Local o de Richter. Sin embargo, en los últimos años se ha estado dando preferencia a la Magnitud Momento, una escala de magnitud que a diferencia de las otras escalas puede ser aplicada a temblores de cualquier tamaño. Para obtener esta magnitud se determina primeramente el momento sísmico del temblor, a través de multiplicar el área de la ruptura y el desplazamiento neto de los bloques de la falla. El uso de estos parámetros hace que esta magnitud sea la más representativa del tamaño del temblor, en comparación a otras magnitudes que son calculadas solo con alguna fase sísmica en particular.

El instrumento esencial para estudiar los sismos es el sismógrafo . Este es un aparato que registra el movimiento del suelo causado por el paso de una onda sísmica. Los sismógrafos fueron idea dos a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios del presente. En la actualidad, estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo electrónico, pero el principio básico empleado no ha cambiado como veremos a continuación.


Fig. 18. Sismógrafo de Péndulo Vertical. Crédito Imagen: www. library.thinkquest.org

Fig. 19. Sismógrafo de Péndulo Horizontal. Crédito Imagen: www. library.thinkquest.org

El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo, cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a oscilar. Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario amortiguarla. Actualmente se logra por medio de bobinas o imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación libre de la masa.

Si se sujeta un lápiz a la masa suspendida, para que pueda inscribir en un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podrá registrar una componente del movimiento del suelo. Este instrumento detecta la componente vertical del movimiento del suelo y se conoce como sismógrafo vertical. El papel donde traza el movimiento se conoce como sismograma.


Fig. 20. Sismograma. Crédito Imagen: www . riie.com.mx

Como el movimiento del suelo tiene lugar en las tres dimensiones del espacio, los movimientos del suelo tam bién tienen dos componentes horizontales. Para medir este movimiento se requiere de péndulos horizontales que oscilan como una puerta aunque con el eje ligeramente inclinado para lograr un punto de estabilidad.

Además del péndulo y el sistema de amor tiguamiento los sismógrafos emplean un sistema de amplificación para producir registros que puedan ser analizados a simple vista. Antiguamente la amplificación se realizaba por medio de un sistema mecánico en la actualidad la amplificación se realiza electrónicamente.

Los sismógrafos que se emplean actualmente, en general, tienen masas que pueden ser de unos gramos hasta 100 kg., mientras que los sismógrafos antiguos de amplificación mecánica solían tener grandes masas con el fin de obtener mayor inercia y poder vencer las fuerzas de razon amiento que se originan entre las partes móviles del sistema, tal es el caso del sismógrafo horizontal Wiechert de 17 toneladas que opera en la estación sismológica de Tacubaya ( México D.F.).

El movimiento del suelo con respecto a la masa se efectuaba en los primeros instrumentos por medio de una pluma o estilete que inscribía sobre un tambor giratorio. Después se introdujo la inscripción sobre película o papel fotográfico de un haz de luz reflejado en la masa o sistema amplificador del sismógrafo. Actualmente existen sismógrafos que detectan el movimiento de la masa electrónicamente y lo digitalizan para ser almacenado en cinta magnética u otros medios de almacenamiento digital.

Es oportuno aclarar que cada instrumento, dada su frecuencia natural de oscilación y su sistema de magnificación, detecta a cada una de las muchas frecuencias que componen una onda sísmica de diferente manera y es necesario conocer con detalle que magnificación le da el instrumento a cada una para calcular el movimiento real del suelo a partir de los sismogramas. Si esta información se ha determinado para un instrumento dado se dice que este está calibrado o que se conoce la respuesta del instrumento En este sentido se dice que un sismómetro es un sismógrafo que ha sido calibrado. Al presente, los sismómetros mas avanzados son los llamados de banda ancha que hacen posible obtener un registro digital de movimientos con un gran intervalo de frecuencias ya que fueron diseñados para detectar un intervalo grande de frecuencias con la misma respuesta.

Otro tipo de instrumentos emparentados con los sismógrafos y que son muy util izados en sismología e ingeniería son los acelerómetros, instrumentos con el mismo principio del sismómetro pero diseñados para responder a la aceleración del terreno mas que a su velocidad o a su desplazamiento. Para finalizar esta sección es oportuno mencionar que para determinar con precisión el epicentro de un temblor así como otras de sus características, se requiere del auxilio de varias estaciones sismológicas. Una serie de sismógrafos arreglados para observar la sismicidad de una región es conocida como una red sismológica.

En nuestro país el Servicio Sismológico, organismo encargado de la observación sismológica en el territorio Nacional, opera la Red Sismológica Mexicana. Además de esta existen otras redes locales o de investigaciones especificas como RESNOR, la red sismológica del noroeste perteneciente al Centro de Investigación Científica y Enseñanza Superior de Ensenada y RESCO la red sismológica del Estado de Colima perteneciente a la Universidad de Colima y operada por su Centro de Investigación en Ciencias Básicas.

Los primeros registros históricos

El estudio de los sismos es tan antiguo como la humanidad misma. Existen registros escritos en China de hace 3000 años, en los cuales se describe el impacto de las sacudidas sísmicas tal como los percibimos hoy en día. Registros japoneses y de Europa oriental con 1600 años de antigüedad también describen en detalle los efectos de los sismos sobre la población. En América se cuenta con códices mayas y aztecas, que se refieren a este fenómeno natural. También existen documentos en la época colonial (Archivos de Indias) que detallaron los principales eventos que afectaron regiones americanas.

A los terremotos se les dio desde la Antigüedad hasta la Edad Media (y en algunas culturas hasta la actualidad) una explicación mítica asociada a castigo o ira divina. Por ejemplo: En Japón los sismos eran atribuidos a un gran enorme pez gato llamado Namazu, que yacía bajo la tierra y era controlado por un dios llamado Daimyojin quien mantenía su cabeza enterrada bajo una piedra. Cuando el dios se descuidaba, Namazu se movía y con fuertes latigazos de su cola hacía temblar la tierra. En Siberia, terremotos eran atribuidos al paso de un dios en trineo bajo la Tierra; los maoríes creían que su dios Raumoko, enterrado accidentalmente por su madre, la Tierra, gruñía causando terremotos. Los aztecas pensaban que la vida humana se extinguía periódicamente a causa de diferentes calamidades; a cada era o ciclo le denominaron “Sol”. El quinto Sol, el actual, cuyo signo era nahui ollin (“cuatro movimiento”) debería terminar a causa de un terremoto. Así, los aztecas pretendían retrasar el cataclismo que habría de poner fin al quinto Sol mediante chalchíhuatl, el agua preciosa del sacrificio.

Por otra parte, en la mitología griega Atlas sostenía al mundo en sus hombros y Poseidón, dios de los mares, hacia tambalear a Atlas generando así sismos.11

Las tribus Chibchas de la sabana colombiana tenían la creencia que cuando el dios Chibchacum sentía ira pateaba el suelo, sacudiendo la Tierra. En América Central las culturas precolombinas pensaban que cuando la Tierra estaba sobrepoblada, cuatro dioses que la sujetaban, la sacudían para retirar la gente sobrante y reestablecer el equilibrio.

La Iglesia Católica , por su parte, encuadraba el fenómeno en interpretaciones literales de la Biblia , que los consideraba castigos divinos. En la Biblia también se mencionan catástrofes que probablemente fueron debidas a sismos como la narración del colapso de las murallas de Jericó cerca del año 1100 A .C. y la destrucción de Sodoma y Gomorra.

Sismología

La sismología es la rama de la geología que se encarga del estudio de terremotos y la propagación de las ondas elásticas (sísmicas) que estos generan por el interior y superficie de la Tierra . Un fenómeno que también es de interés es el procesos de ruptura de rocas , ya que este es causante de la liberación de ondas sísmicas.

La sismología también incluye el estudio de maremotos y marejadas asociadas ( tsunamis ) y trepidaciones previas a erupciones volcánicas. En general los terremotos se originan en los límites de placas tectónicas y son producto de la acumulación de esfuerzos por interacciones entre dos o más placas.

Sismólogos famosos

  • Beno Gutenberg
  • Hiroo Kanamori
  • Inge Lehmann
  • Giuseppe Mercalli
  • John Milne
  • Andrija Mohorovicic
  • Richard Dixon Oldham
  • Marquis of Pombal Sebastião de Melo
  • Charles Francis Richter
  • Vassilis Papazachos
  • Panayotis Varotsos
  • Indra Narayan Gupta

 

A finales del siglo XIX y a principios del XX, en varios países, incluido México, se establecieron estaciones sismológicas. Mediante sismógrafos de diversos tipos se inició el registro instrumental de las ondas sísmicas generadas por terremotos, tanto de origen local como lejano. De manera relativamente precisa, esto permitió determinar la ubicación y la profundidad de los focos sísmicos. Con el transcurso del tiempo se conformó un mapa bien definido de la distribución geográfica de los sismos. Desde el advenimiento de la sismología moderna a los investigadores les sorprendió que, en un mapa, al representar los focos de los terremotos registrados durante un periodo de tiempo dado, siempre éstos se concentraron a lo largo de franjas relativamente angostas, indicando zonas de alta sismicidad. A su vez, estas franjas limitan o separan grandes regiones oceánicas y continentales de actividad sísmica escasa o nula. Como se observa en el mapa de sismicidad mundial, la distribución de los focos sugiere la división de la superficie terrestre en una serie de placas. Esto apoya la teoría de tectónica de placas, ya explicada. Se observa que la franja de sismicidad más importante se encuentra en la periferia del Océano Pacífico. Comprende Patagonia y Chile en América del Sur, Centroamérica, parte occidental de México, Estados Unidos, Canadá y Alaska, atraviesa las Islas Aleutianas, continúa por la Península de Kamtchatka, Japón, Islas Filipinas y termina en Nueva Zelanda, en el sur. Además, esta zona sísmica se caracteriza por una actividad volcánica intensa. Por esto se le conoce como Cinturón de Fuego del Pacífico, o simplemente Cinturón Circunpacífico. Es claro que, a escala mundial, la sismicidad se concentra en zonas bien delimitadas. En contraste, grandes regiones de la Tierra están libres de actividad sísmica de gran magnitud o en ellas casi nunca ocurren terremotos. Tal es el caso de Brasil, norte y centro de Canadá, Noruega, Suecia, oeste de África y gran parte de Australia.

Fecha

Magnitud

Intensidad
máxima

Zona

526

 

 

Costa del Mediterráneo, sin saber qué país es hoy. Más de 200.000 muertos.

836

 

 

Corinto. Grecia. 45.000 muertos.

1201

 

 

Oriente Medio. Se produjo el terremoto más trágico del que se tiene noticias en época histórica, causando mas de 1.100.000 muertos.

1268

8,4

 

Sicilia . Italia. 60.000 muertos.

1556

 

 

Shaan-si. China. Más de 830.000 muertos.

1615

 

 

República Dominicana. Puerto Rico. Grandes daños.

1670

 

 

San Germán y San Juan. Puerto Rico. Daños importantes.

1737

 

 

Calcuta. India. Más de 300.000 muertos.

1-11-1755

8,5-9

 X

Lisboa. Portugal. Aprox. 20.000 muertos entre Portugal, España y Marruecos, la mayor parte por efecto del tsunami que alcanzó las costas. Este terremoto se sintió en casi toda Europa.

1797

 

 

Quito. Ecuador. 40.000 muertos.

16-12-1811

6,7

 

Nuevo Madrid, Estado de Missouri. U.S.A. Se sintió a más de 2.000 km de distancia.

23-01-1812

4,2

 

Nuevo Madrid, Estado de Missouri. U.S.A. 270 muertos.

07-02-1812

3,6

 

Nuevo Madrid, Estado de Missouri. U.S.A. Se produjo el tercer terremoto en menos de dos meses.

13-08-1868

 

 

Arica. Perú. Después de ser destruida por el terremoto, Arica fue arrasada por grandes olas. Todos los barcos anclados en las bahía fueron destruidos. En 1868 Arica pertenecía a Perú, hasta la guerra que mantuvo con Chile, que tendría lugar once años más tarde, en 1879.

03-04-1872

7,5

 

Antioquía. Turquía. Más de 1.000 muertos.

1879

 

 

En el cantón Glaris. Suiza.

1883

 

 

Isla de Ischia. Italia. Más de 3.000 muertos

18-04-1906

8,6

 

San Francisco, Santa Rosa, Salinas y San José. U.S.A. 700 muertos y 28. 000 edificios destruidos.

16-08-1906

8,6

 

Valparaíso. Chile. 20.000 muertos.

1917

7

 

Los Angeles, California. U.S.A. Diversos muertos y gran cantidad de destrozos materiales.

16-12-1920

8,6

 

Kan-sú. China. 100.000 muertos.

01-09-1923

8,3

 

Tokio. Japón. 99.330 muertos. Más de la mitad de las viviendas quedaron destruidas.

22-05-1927

8,2

 

Nan-Shán. China. Más de 200.000 muertos.

1932

 

 

Han-Sú. China. Más de 70.000 muertos.

02-03-1933

8,9

 

Costa Noroeste. Japón. Aprox. 2.990 muertos.

10-03-1933

6,3

 

Long Beach (Sur de California). U.S.A. 117 muertos.

15-01-1934

8,4

 

Bihar-Nepal. India. 10.700 muertos.

1934

7,5

 

Panamá.

31-03-1935

8,4

 

Quetta, Beluchistán. Más de 30.000 muertos.

02-03-1939

8,3

 

Chillán. Chile. 28.000 muertos.

26-12-1939

7,9

 

Erzincan. Turquía. Más de 30.000 muertos.

18-05-1940

7,1

 

Imperial Valley. U.S.A. 9 muertos.

04-03-1942

 

 

Japón. 82.000 muertos.

1943

7,5

 

Puerto Rico (Noroeste). Daños importantes.

22-01-1944

8,5

 

San Juan. Argentina. Más de 10.000 muertos.

08-12-1946

 

 

Shiho-Ku. Japón. 2.000 muertos.

02-06-1948

 

 

Fuku-i. Japón. Aprox. 5.100 muertos.

04-03-1952

 

 

Hokkaido. Japón. Aprox. 8.233 muertos.

21-06-1952

7,7

 

Bakersfield. 12 muertos.

1953

 

 

Isla del mar Jónico. Grecia.

1954

6,7 

 

Orléansville. Argelia. 1.000 muertos.

1957

 

 

Norte de Irán. Más de 25.000 muertos.

18-08-1959

8,2

 

Montana, cerca del parque Yellowstone. U.S.A. Sin víctimas. Causó el desplome de una montaña sobre un río.

29-021960

 

 

Agadir. Marruecos. Más de16.000 muertos.

22-05-1960

9,5

 

Sur de Chile. 2.000 muertos.

1962

 

 

Irán.

26-07-1963

 

 

Skopjé. Yugoslavia. La sacudida duró 20 segundos pero dejó convertida la ciudad en un montón de ruinas y sepultó entre los escombros a millares de personas.

04-06-1964

4,6

 

Nigata. Japón. 26 muertos y 447 heridos.

1964

 

 

Valdes-Alaska. U.S.A.

1965

 

 

Valparaíso. Chile. Varios muertos.

1965

 

 

Nagano. Japón.

1965

 

 

Nagano. Japón. Réplicas consecutivas de pequeña y mediana intensidad, sin causar ninguna víctima mortal.

19-08-1966

6,7

 

Turquía oriental. Aprox. 2.520 muertos.

26-02-1968

 

 

Miyazaki. Japón. Tres terremotos. 42 heridos.

31-08-1968

 

 

Irán (Norte). Más de 12.000 muertos.

31-05-1970

7,7

 

Huaylas. Perú. Más de 50.000 muertos.

1970

 

 

Turquía. Muchos muertos.

1970

 

 

Managua. Nicaragua. Más de 20.000 muertos. Destrucción total.

1970

 

 

Nagato. Japón. Varios terremotos.

09-02-1971

7

 

Los Angeles, California. U.S.A. Varios muertos y muchos daños materiales.

08-06-1971

7,8

 

Santiago y Valparaíso. Chile. Muchos muertos.

10-04-1972

7,1

 

Irán Meridional, al SE del país, en la ciudad de Ghir Karzin. 5.374 muertos.

23-12-1972

 

 

Managua. Nicaragua. Más de 10.000 muertos Destrucción total.

08-05-1974

 

 

Península de Izu. Japón. Aprox. 30 muertos.

28-12-1974

6,3

 

Pakistán. Más de 5.200 muertos.

1974

 

 

China. Más de 20.000 muertos.

06-09-1975

6,8

 

Turquía. Aprox. 23.12 muertos.

06-02-1976

 

 

Guatemala (Norte). Aprox. 22.235 muertos.

28-07-1976

7,5

 

Tang-Shan. China. Más de 242,419 muertos.

17-08-1976

6,3

 

Mindanao. Filipinas. Más de 8.000 muertos.

24-11-1976

7,9

 

Turquía Oriental. Más de 4.000 muertos.

22-03-1977

7

 

Costa Sureste de Irán, en la ciudad de Bandar Abbas. 167 muertos.

6/7-04-1977

6,5

 

Irán, provincia de Isfahan. 352 muertos.

21-12-1977

6,2

 

Irán, ciudad de Zarand. 521 muertos.

05-01-1978

 

 

Sendai y Mishima. Japón. 12 y 25 muertos respectivamente.

16-09-1978

 7,5-7,9

 

Norte de Irán, en la ciudad de Tabas. 15.000 muertos.

16-01-1979

 7

 

Irán, provincia de Khorasan. 199 muertos.

14-1-1979

 5,6

 

Irán, en las ciudades de Kaen y Khaf, en la provincia de Khorasan. 385 muertos.

1980

 

 

Yemen del Norte. Más de 3.000 muertos.

1980

 7,1

 

El-Asnam (Argelia). 5.000 muertos.

11-06-1981

 6,8

 

Irán, en la ciudad de Golbaf. 1027 muertos y más de 800 heridos. La ciudad quedó destruida.

Marzo, 1982

 

 

Uruwa, cerca de Tokio. Japón.

1982

 

 

El Salvador, Guatemala, Nicaragua y Honduras.

1982

 

 

Sur de Yugoslavia

1982

 

 

Nicaragua.

1982

 

 

Guatemala.

1983

 

 

Erzurúm. Turquía. Más de 2.000 muertos.

1983

 

 

Akita. Japón. 104 muertos.

06-09-1984

 

 

Nagano. Japón. 20 muertos.

03-03-1985

7,8

 

Región metropolitana de Santiago de Chile. Más de 2.000 afectados y numerosos daños en viviendas.

19-09-1985

8,1

 

México D.F. Más de 4.000 muertos. Más de 300.000 perdieron sus casas.

20-09-1985 7,5   México, réplica más importante del sismo de 1985. La réplica causó daños materiales en las construcciones dañadas previamente por efecto del primer sismo, además de provocar el mayor daño estructural al sacudir construcciones endebles.

12-10-1985

7,6

 

Telucán. Chile.

1985

6,3

 

Concepción. Chile.

1985

7,6

 

Argentina.

1985

 

 

Nevado del Ruiz. Colombia. Terremoto volcánico que produjo el deshielo de la nieve. Una avalancha de lodo y barro ocasionó más daños que el propio terremoto, más de 22.000 muertos y miles de desaparecidos.

1986

7,5

 

El Salvador. 1.400 muertos. Más de 200.000 personas perdieron sus casas.

21-08-1987

2,7

 

Nepal. India. 800 muertos.

01-10-1987

5,9

 

Proximidades de Los Angeles. U.S.A. Pérdidas numerosas. Sin víctimas.

23/24-10-1987

6 - 6,3

 

Westmereland . U.S.A. Dos sismos casi seguidos.

26-10-1987

 

 

Isla de Pantar. Indonesia. 43 muertos y 75 desaparecidos.

1987

6,8

 

Napo. Ecuador. 300 muertos.

1987

5,7

 

Trinidad. Albania. Muchos muertos. Grandes daños.

07-12-1988

8,3

 

Spitak y Leninakan. Armenia. Más de 25.000 muertos. Más de 100.000 personas perdieron sus casas.

1988

 

 

Yu-Nan. China. Aprox. 900 muertos.

17-10-1989

7,1

 

San Francisco, California. U.S.A. Más de 60 muertos. Más de 100 heridos. Casi 50.000 personas perdieron sus casas.

1989

 

 

Sichu-An. China . Miles de muertos.

21-06-1990

7,7

 

Azerbaiján (Irán). Las ciudades de Gilan y Zanjan quedaron totalmente devastadas. Más de 35.000 muertos y 10.000 heridos. Se trata del peor sismo de la historia de Irán, donde más de 500.000 personas se quedaron sin hogar.

22-04-1992

6,3

 

Sur de California. U.S.A. Sin víctimas. Sentido en Los Angeles.

28-06-1992

7,4

 

Sur de California. U.S.A. Escaso número de víctimas.

12-10-1992

6,9

 

El Cairo. Egipto. 560 muertos.

06-01-1993

 

 

Kushiro. Japón. 966 heridos.

01-07-1993

 

 

Isla de Okushiri, cerca de Hokkaido. Japón. 230 muertos.

11-06-1994

 

 

Hiula y Cauca. Colombia. Muchos muertos.

12-10-1994

 

 

Isla de Okushiri, cerca de Hokkaido. Japón. 436 muertos.

28-12-1994

 

 

Aumori, Iwate y Miyagi. Japón. 3 muertos y 688 heridos.

17-01-1995

7,2

 

Kobe. Japón. Más de 5.600 muertos, 18.000 heridos y más de 10.000 edificios destruidos.

28-02-1997

5,5

 

Noroeste de Irán. 1.000 muertos.

10-05-1997

7,1

 

Irán, cerca de la frontera con Afganistán. 1.560 muertos.

1997

5,2

 

Chiriqui. Panamá. No hubo víctimas.

14-03-1998

6,6

 

Gorgán. Irán. Más de 4.000 muertos.

01-04-1998

5,7

 

Birjand. Irán.

01-04-1998

6,3

 

Costa Sur de Chile.

12-04-1998

5,7

 

Arequipa. Perú.

27-04-1998

5,7

 

Gerrero. Mexico.

27-04-1998

5,4

 

Isla de Java. Indonesia.

27-04-1998

6,1

 

Irian-Jaya. Indonesia.

09-06-1998

5,1

 

Entre los estados de California y Nevada, al NW de Bishop. U.S.A.

27-06-1998

6,2

 

Adena-Ceyhan. Turquía. 50 muertos

30-06-1998

5,8

 

Islas Kernader. Nueva Zelanda.

30-06-1999

6,8

 

Chamoli. India. Más de 4.000 muertos.

17-08-1999

7,4

 

Turquía. Más de 7.000 muertos.

13-01-2001

7,6

VII

San Salvador. El Salvador. 944 muertos, 1.155 edificios públicos dañados, 108.261 viviendas destruidas y 405 iglesias dañadas.

26-01-2001

7,7

 

Región de Gujarat (India). 25.000 muertos según fuentes oficiales, aunque podrían haber llegado a 100.000, y decenas de miles de heridos. Las pérdidas económicas oscilan entre los 0,4 y 0,9 billones de pesetas.

13-02-2001

6,6

VI

San Salvador. El Salvador. 315 muertos, 82 edificios públicos dañados, 41.302 viviendas destruidas, 5 hospitales dañados y 73 iglesias dañadas.

22-06-2002

6,3

VI

Irán, en la región de Qazvin, donde devastó a docenas de pueblos. 229 muertos.

21-05-2003

7

 

Argelia . 2.200 muertos y 10.000 heridos. Numerosos edificios del tipo C derrumbados, entre ellos un hospital entero.

26-09-2003

7,8

 

Isla de Hokkaido (Norte de Japón). 1 muerto, 420 heridos y 41.000 personas evacuadas. 370.000 viviendas afectadas.

22-12-2003

6,5

 

EE.UU. Costa de California. 2 muertos y muchos edificios colapsados o gravemente dañados en la ciudad de Paso Robles.

26-12-2003

6,3

 

Irán , en la ciudad de Bam, al sureste del país. 26.271 muertos y 50.000 heridos. Dos hospitales resultaron destruidos y más de 40.000 familias se quedaron sin hogar. El 70% de los edificios se derrumbaron.

24-02-2004

6,1

IX

Alhucemas (Marruecos). Hasta el momento, aprox. 628 muertos y 929 heridos. La aldea de Ait Kamra quedó prácticamente destruida e Imzurem resultó muy castigada, siendo el lugar donde más muertes se han registrado. 15.320 personas se quedaron sin hogar.

25-03-2004

5,1

 

Erzurum (Turquía). 9 muertos, 30 heridos graves y 4.000 damnificados. Destrucción de 45 edificios en la ciudad de Askale y 15 villas de alrededor.

26-12-2004

8,9

VIII

Sumatra y Golfo de Bengala . El tsunami generado por la magnitud del sismo causa más de 226,000 muertos en Sri Lanka, Islas Maldivas, India, Tailandia, Malasia, Bangladesh y Myammar (antigua Birmania) e Indonesia. Una cifra superior a 50.00 casas quedaron destruidas. Es uno de los cinco peores temblores de tierra conocidos desde 1900.

28-03-2005 8,7  

El oeste de Sumatra sufre un terremoto de magnitud 8,7 y mueren unas 1.300 personas.

13-06-2005

7,9

VI-VII

Chile . Las cifras oficiales son de 11 muertos, 182 heridos y 72 viviendas destruidas, la mayor parte en la zona de Iquique. Otras fuentes hablan de 68.000 damnificados, 544 casas destruidas y más de 8.000 edificios dañados de distinta consideración.

08-10-2005

7,6  

Pakistán. Cifras oficiales de 2 de noviembre de 2005 indican 73.276 muertos y más de 69.000 heridos graves

27-05-2006 6,2  

En la isla de Java, Indonesia, un seísmo de magnitud 6,2 deja 6.234 muertos, 20.000 heridos y 340.000 desplazados.

15-08-2007 8.0   Oeste de Pisco, Perú. Cifras oficiales de 16 de Agosto de 2007 indican 510 muertos, alrededor de 1.615 heridos graves.
14-11-2007

7,7

  A 101 kilómetros al Noroeste de Calama, en la localidad de Quillagua. Norte Grande de Chile. Cifras oficiales de 15 de noviembre de 2007 indican 2 muertos, alrededor de 140 heridos graves.
01-11-2007 6,2   Sureste de Pakistán, provincia de Baluchistán, màs de 200 muertos.
12-05-2008 7,8   China, provincia de Sichuán, epicentro en Dujiangyan, zona montañosa del sureste del país. Deja más de 85,000 muertos aún por determinar y más de 20,000 desaparecidos y cuantiosos daños materiales.
08-01-2009 6,2   Costa Rica, con epicentro a unos 6Km. al este del volcán Poás. Deja 22 muertos y cuantiosos daños materiales
30-09-2009 7,6   Indonesia, Isla de Sumatra. El epicentro fue localizado a unos 47 kilómetros al noroeste de Padang. Más de 3000 muertos al 01-10-2009.
12-01-2010 7,3  

Haití sufre un terremoto de magnitud 7,0, el peor en su historia. Al 21 de febrero aún se siguen contabilizando las víctimas, unas 215,000.

27-02-2010 8,8   El terremoto de 8,8. Afectó a la zona centro-sur de Chile. Según la Onemi, el epicentro se registró en la Región del Bío Bío, a unos 90 kilómetros de Concepción. Más de 700 muertos al 1de marzo.
04-09-2010 7,2   Las autoridades de Nueva Zelanda han declarado el estado de emergencia en el sur del país tras el seísmo de 7,2 que ha dejado una veintena de heridos e importantes daños en edificios aunque no se ha declarado el peligro de tsunami. El temblor ha ocurrido de madrugada a 28,4 kilómetros de profundidad bajo el lecho marino, 31 kilómetros al noroeste de la ciudad de Christchurch, según el Servicio Geológico de Estados Unidos.
22-02-2011 6,3   Se ha producido a cinco kilómetros de la costa este de Nueva Zelanda ha dejado al menos 65 víctimas mortales. Varios edificios del centro de Christchurch se han derrumbado o incendiado, mientras que unas 200 personas se encuentran heridas o atrapadas en las estructuras dañadas y se teme que aumente la cifra de víctimas mortales.
11-03-2011 8,9   Un devastador terremoto de 8,9 el de mayor magnitud vivido en Japón desde que existen registros, ha sacudido el país provocando centenares de muertos y desaparecidos. La catástrofe se debe en gran parte a que el fuerte movimiento sísmico, cuyo epicentro se ha localizado en el océano Pacífico a un centenar de kilómetros de la costa, ha desatado un tsunami con olas de hasta 10 metros que han penetrado 5 kilómetros tierra adentro y han arrasado cuanto han encontrado a su paso en las provincias del noreste. El hipocentro de este seísmo se ha situado a una profundidad de 24 kilómetros bajo el océano Pacífico, a 130 kilómetros de la península de Ojika, en la misma zona donde hace dos días ocurrió otro terremoto de magnitud 7,3 que no causó daños. El temblor ocurrió a las 14.46 hora local (las 6.46, hora peninsular española) y alcanzó el máximo de magnitud 7 en la escala japonesa, que se centra en las zonas afectadas más que en la intensidad del temblor. Según el Servicio Geológico de Estados Unidos, uno de los de referencia a nivel mundial, el seísmo tuvo una magnitud de 8,9, el mayor registrado en Japón desde que se iniciaran las mediciones hace 140 años.
20-04-2013 7.0   El seísmo, de magnitud 7 según el departamento sismológico chino y 6.6 según el servicio de Evaluación Geológica de Estados Unidos, se produjo a las 8.02 de la mañana (seis horas menos en la España peninsular) en el condado de Lushan, cerca de la ciudad de Ya’an (Sichuan). El epicentro se situó a una profundidad de 12,3 kilómetros. El temblor cortó los servicios de telefonía, agua y electricidad en Lushan. Ha habido alrededor de 1.100 réplicas, una de ellas de magnitud 5,2. Al 23 de abril 179 muertos, 24 desaparecidos y más de 11.000 heridos, según el Ministerio de Asuntos Civiles.
24-09-2013 7.7   Un terremoto de MAGNITUD 7.7 ha sacudido la región de Baluchistán, ubicada en el suroeste de Pakistán, causando hasta el momento cerca de 328 muertos y 350 heridos, según autoridades provinciales citadas por France Presse
25-04-2015 7.8   El sismo se registró a las 06:11 GMT, y su epicentro se localizó a 81 kilómetros al noroeste de la capital, Katmandú, y a una profundidad de 15 kilómetros. El temblor, que golpeó a las 11:41 de la mañana hora local, ocurrió a una profundidad de 15 kilómetros, que es considerada superficial y más dañina que la de un temblor con epicentro a mayor profundidad. El temblor se sintió hasta a 2,000 kilómetros del epicentro (la distancia entre la Ciudad de México y Nuevo México, Estados Unidos), aunque con menor fuerza en las zonas más alejadas, como el sur de India. Tres días después del terremoto se han contabilizado ya cerca de 5 mil muertos pero la cifra irá en aumento.
16-04-2016 7.8   Más de 500 personas murieron víctimas de un fuerte terremoto de magnitud 7,8 registrado el sábado en la provincia de Manabí, en el noroeste de Ecuador, según reportaron las autoridades. Según el Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS, por sus siglas en inglés)el sismo tuvo una magnitud de 7,8 y se registró a las 18:58 hora local del sábado (23:58 GMT). El dato fue corroborado por el Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional de Ecuador.
El principal objetivo del Servicio Sismológico Nacional (SSN) es proporcionar información oportuna sobre la ocurrencia de sismos en México y la información necesaria para evaluar y prevenir el riesgo sísmico a nivel nacional

Fig. 21. Relación de sismos y estaciones sismológicas. Crédito Imagen: Dr. Carlos Valdez Gonzáles, Director Instituto de Geofísica UNAM

En 1904, México y otros 17 países se reunieron con el fin de crear una asociación sismológica internacional y mejorar la instrumentación sísmica a nivel mundial. Para cumplir con los compromisos adquiridos en esa reunión, el gobierno mexicano decretó la fundación del SSN el 5 de septiembre de 1910. Desde 1929 el SSN es parte del Instituto de Geofísica de la UNAM.

El equipo para el registro de temblores del SSN está organizado en diferentes subredes: la red de banda ancha, la red del Valle de México y la red sismológica nacional.

La red de banda ancha está configurada para monitorear la sismicidad en las regiones de mayor potencial sísmico dentro de la República Mexicana : a lo largo de las costas del Océano Pacífico y de Veracruz.


Fig. 22. Estaciones Sismológicas de Banda Ancha a nivel Nacional. Crédito Imagen: www.redescolar.ilce.edu.mx
La red del Valle de México que registra y analiza los temblores que ocurren en el Valle de México. La mayoría de las estaciones de esta red se encuentran en el Estado de México.
La red sismológica nacional está formada por 15 estaciones distribuidas dentro del territorio nacional.

Fig. 23. Estaciones Sismológicas de Red Convencional a nivel Nacional. Crédito Imagen: www.redescolar.ilce.edu.mx

Los equipos de medición se encuentran alojados en casetas especialmente construidas para protegerlos de la intemperie y minimizar los efectos del ruido y la temperatura. La adquisición y procesamiento de los datos sísmicos se realizan mediante computadoras personales. Las estaciones cuentan, además, con un reloj GPS que permite obtener referencias de tiempo con una precisión muy alta.

Los datos se transmiten en tiempo real a través de la red de microondas de TELECOMM y llegan a la estación central por medio de líneas telefónicas privadas. En la estación central, ubicada en Ciudad Universitaria, se almacena, procesa y analiza la información de las diferentes redes.


Fig. 24. Funcionamiento de la Red de Alerta Sísmica. Crédito Imagen: Dr. Carlos Valdez Gonzáles, Director Instituto de Geofísica UNAM

Con el propósito de contribuir en la mitigación de los efectos desastrosos en la ciudad de México que pudiesen producir los sismos fuertes provenientes de la «Brecha de Guerrero» , el Centro de Instrumentación y Registro Sísmico (CIRES), A.C., creado en 1986, bajo el auspicio de la Fundación Javier Barros Sierra, obtuvo el apoyo económico de las autoridades del Gobierno de la Ciudad de México para diseñar y construir el Sistema de Alerta Sísmica (SAS).

En la ciudad de México opera desde hace cerca de diez años un Sistema de Alerta Sísmica, desarrollado por el Centro de Instrumentación y Registro Sísmico de la Fundación Javier Barros Sierra que es prácticamente único en el mundo. Se basa en el hecho de que los sismos que más afectan a la ciudad ocurren a gran distancia de la misma, en la costa del Océano Pacífico, por lo que las ondas que producen la vibración del terreno y los daños, tardan cerca de un minuto en llegar a la ciudad, lo que permite instalar una red de instrumentos a lo largo de la costa, que detecte el sismo en el momento en que ocurre y envíe una señal de radio a una estación de control en la ciudad de México, que puede disparar una señal de alerta con cerca de 50 segundos de anticipación a que comience la sacudida en la ciudad. El sistema ha sido utilizado en planteles escolares y en algunos edificios públicos, donde se espera que la población desaloje rápida y ordenadamente los edificios y se reúna en las zonas de seguridad al escuchar la señal de alarma.

LUGAR

FECHA

DESCRIPCION

MAGNITUD

Colula (Jalisco)

27 de diciembre de 1568.

 

 

Jalisco

25 de agosto de 1611.

Muy grande

 

Oaxaca

23 de agosto de 1696

 

7.5

Oaxaca

21 de diciembre de 1701

Destructivo

 

Colima

16 de septiembre de 1711

Varios muertos

 

Acapulco (Guerrero)

1 de septiembre de 1741

Tsunami

 

Acapulco (Guerrero)

28 de mayo de 1784

Tsunami, varios muertos

 

Zapotlan (Jalisco)

25 de marzo de 1806

Muchos muertos

 

Jalisco

22 de noviembre de 1837

 

7.7

Oaxaca

9 de marzo de 1845

 

8.0

Oaxaca

5 de mayo de 1854

 

8.0

Huajuapan de León (Oaxaca)

19 de julio de 1882.

 

 

Sonora

3 de mayo de 1887

42 muertos mínimo

 

Oaxaca-Guerrero

29 de enero de 1899

 

8.4

Jalisco

20 de enero de 1900

 

8.2

Jalisco

16 de mayo de 1900

 

7.8

Chiapas

23 de septiembre de 1902

 

8.2

Baja California Norte

16 de octubre de 1902

 

7.8

Oaxaca-Chiapas

14 de enero de 1903

 

8.2

Acapulco (Guerrero)

15 de abril de 1907

 

8.2

Golfo de Baja California

16 de octubre de 1907

 

7.5

Jalisco

7 de junio de 1911

45 muertos y daños en la Cd. de México.

7.9

Cd. Guzmán (Jalisco)

30 de abril de 1921

 

7.8

Pinotepa Nacional (Oaxaca)

17 de junio de 1928

Daños en la Cd. de México.

8.0

Puerto Escondido (Oaxaca)

9 de octubre de 1928

 

7.6

Colima

3 de junio de 1932

 

8.2

Colima

18 de junio de 1932

 

7.8

Orizaba (Veracruz)

26 de julio de 1937

34 muertos

7.7

Petatlan (Guerrero)

22 de febrero de 1943

75 muertos

7.5

Acapulco (Guerrero)

28 de julio de 1957

160 muertos. Daños en Cd de México (ángel de la independencia caído)

7.7

Oaxaca

23 de agosto de 1965

5 muertos

7.5

Chiapas

29 de abril de 1970

 

7.3

Colima

30 de enero de 1973

56 muertos

7.5

Orizaba (Veracruz)

28 de agosto de 1973

600 muertos

7.3

Oaxaca

29 de noviembre de 1978

 

7.6

Petatlan (Guerrero)

26 de enero de 1979

 

6.5

Petatlan (Guerrero)

28 de febrero de 1979

 

5.2

Petatlan (Guerrero)

14 de marzo de 1979

5 muertos

7.6

Tehuantepec (Oaxaca)

22 de junio de 1979

 

7.1

Huajuapan de León (Oaxaca)

24 de octubre de 1980

50 muertos

7.0

Playa Azul (Michoacán)

25 de octubre de 1981

 

7.3

Ometepec (Guerrero)

7 de junio de 1982

 

6.9

Michoacán

19 de septiembre de 1985

20.000 muertos

8.2

Michoacán

20 de septiembre de 1985

 

7.6

Colima

9 de octubre de 1995

 

8.0

Costa de Guerrero, MICH
8 de Septiembre del 2000

 

7.0

Costa de Colima
21 de enero del 2003

 

7.6

Santa Rosalìa, BCS
4 de enero del 2006

 

6.7

18 Km al Sureste de Mexicali
4 de abril del 2010
2
7.2
29 km al SUR de OMETEPEC, GRO
2012-03-20 12:02:47
7.4
68 km al SUROESTE de CD HIDALGO, CHIS
2012-11-07 10:35:51
7.3
40 km al SUR de PETATLAN, GRO
2014-04-18
7.2