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CAPITULO II
NOCIONES CIENTÍFICAS SOBRE ORIGEN DE LOS TERREMOTOS
Capítulo II
Nociones Científicas sobre Origen de los Terremotos
2.1.- Introducción
Temblor, sismo (seísmo) y terremoto no son términos excluyentes, sino
señalan lo mismo: una sacudida más o menos brusca del suelo. Por lo general,
este movimiento apenas resulta perceptible a los sentidos, pero a veces es tan
violento que daña o derrumba edificios resistentes, rompe conducciones de agua y
gas y abre largas grietas en el terreno. En las ciudades, los desperfectos a los
edificios y los incendios subsiguientes pueden acarrear daños y muerte a un gran
número de seres humanos.
A continuación se trata de mencionar, abordar y explicar de manera simple,
las principales variables geológicas e interpretaciones científicas que se
consideran en la actualidad para dar explicación al origen de uno de los
fenómenos más impresionantes que la naturaleza expone, indistintamente, en un
sinnúmero de regiones de nuestro planeta Tierra cada cierto tiempo: “los
terremotos”.
2.2.- Terremotos y su relación de Origen con la Tectónica Global de Placas
Nuestra noción de la Tierra como planeta se ha desarrollado a partir de los
conocimientos aportados por distintas ciencias, pero la visión definitiva depende
de la correcta aplicación de todos los datos entregados por las diferentes áreas de
conocimiento, tanto desde la Tierra misma como del espacio. Algunos elementos
del rompecabezas terrestre son menos importantes que otros, en atención a que
aún no se conocen lo suficiente como para valorar su verdadera importancia.
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La geología ha reconstruido con gran éxito los acontecimientos que se
encuentran tras la actual apariencia de muchos paisajes de la Tierra. Ha explicado
muchas de las facetas observadas, tales como las montañas plegadas, las
fracturas en la corteza y la existencia de grandes depósitos marinos sobre la
superficie de los continentes. Desgraciadamente, cuando llega a los procesos
fundamentales, aquellos que formaron los continentes y las cuencas oceánicas,
aquellos que iniciaron los principales períodos de formación de montañas y los
que inician y acaban los períodos glaciales, la geología ha tenido menos éxito al
entregar sus explicaciones.
En los últimos años se han hecho progresos muy notables, especialmente
en el campo de la sismología, pero el estudio del interior de la Tierra sigue siendo
el aspecto más desconocido y difícil de investigar en la nueva concepción
geofísica de nuestro planeta.
La nueva Concepción de la Tierra
La teoría de la deriva continental (continentes en movimiento) desencadenó
controversias tormentosas que duraron décadas y que a consecuencia de las
mismas quedó descartada casi completamente durante un lapso bastante largo.
Se reavivó gracias a los avances experimentados por los estudios del
paleomagnetismo; la reforzaron los geofísicos marinos y maduró hasta dar lugar a
la hipótesis de la expansión del fondo oceánico, después de la cual evolucionó
rápidamente a lo que hoy día se llama Tectónica de Placas.
Indican los científicos que hay muchas maneras de estudiar a la Tierra, pero
si queremos adentrarnos en lo que podríamos llamar “nueva concepción de la
Tierra” se debe hacer una síntesis de los resultados obtenidos con los distintos
métodos. Hoy se sabe que ni la hipótesis de la expansión del fondo oceánico ni la
tectónica de placas pueden por sí solas constituir la base definitiva de apoyo de
esta nueva perspectiva que un día ha de llevarnos a comprender cómo sigue
funcionando la Tierra.
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La hipótesis de la tectónica de placas parece lógica en su enunciado.
Cuando se tuvo la seguridad que la dorsal medio-oceánica mundial con sus
ramificaciones continentales e insulares, constituyen una zona de ascensión del
magma de la corteza terrestre, hubo que averiguar de qué forma las ganancias en
materiales de la litosfera (las rocas sólidas que forman la corteza), eran
compensadas por la pérdida. Si llegan anualmente a la superficie millones de
toneladas de basaltos (rocas negras, duras y de grano fino), un número similar de
millones de toneladas tienen que volver al manto de nuestro planeta, porque si no
se hincharía como un globo.
Al estudiar por una parte, el trazado de la dorsal medio-oceánica y, por otra,
el planeta, se llegó a la conclusión que la corteza terrestre no está hecha de un
solo pedazo, sino que, por el contrario, comprende una docena de grandes placas
(Figura 1) que se mueven casi con independencia las unas con respecto a otras.
Algunas se alejan, otras se acercan. Cuando topan pueden chocar frontalmente,
pero también puede ocurrir que una se deslice bajo la otra. (Figura 2).
Figura 1. Doce placas y sus movimientos. Los triángulos de los bordes indican el sentido de inmersión allí donde la placa que se hunde se puede identificar por la existencia de terremotos de
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foco intermedio o profundo. Las flechas pequeñas marcadas en los bordes que son dorsales indican el sentido aproximado del movimiento relativo. (Fuente: D. Forsyth y S. Uyeda, 1975).
Figura 2. La Teoría de las Placas Tectónicas proporciona un mecanismo para explicar la deriva
continental. El proceso se inicia (1) cuando una sutura con tendencia a la expansión se forma bajo
un continente, el cual se encuentra sobre una placa cortical. Gran cantidad de material basáltico
sale desde la astenosfera (zona de gran espesor situada bajo la litósfera). La segunda y simultánea
condición que se requiere para la deriva de continentes es la formación de una zona de subducción
o de fosa, en la cual la corteza oceánica de la nueva placa en movimiento (A) es sumergida y
“devorada” (2). Como el nuevo continente transportado por la placa A es llevado como si fuera una
balsa hacia la izquierda, se implanta una nueva cuenca oceánica entre las dos masas de tierra. En
una tercera etapa (3), el continente situado sobre la placa A choca y sobremonta, anulándola, a la
fosa a una distancia X y en algunas ocasiones puede producir la inversión o el cambio del
buzamiento como en este caso, que de ser hacia el oeste pasa a buzar (inclinar) hacia el este.
Puesto que se ha colocado arbitrariamente fijo el continente situado sobre la placa B, la sutura
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centro – oceánica se traslada hacia la izquierda, permaneciendo siempre en el centro de la cuenca
oceánica en expansión, la cual tiene una amplitud D’. (Modificado de Dietz y Holden, 1970).
Cuando una placa oceánica choca con una placa continental, la primera
desciende, o subduce, bajo la placa continental, formando una fosa oceánica. La
subducción de una placa oceánica no sólo crea fosa sino también arcos de islas.
La actividad de uno de estos arcos de islas constituye la propia orogénesis
(formación de las montañas). Allí donde chocan mutuamente placas provistas de
continentes o de arcos de islas se produce un tipo distinto de orogénesis. En lugar
de producirse subducción, los continentes y los arcos forman montañas plegadas.
Por medio de este tipo de orogénesis se construyeron cordilleras como el
Himalaya y los Alpes.
Pero la pregunta básica respecto a qué es lo que provoca estas actividades,
aún tiene respuesta pendiente.
Las Corrientes de Convección
Arthur Holmes en los años veinte sugirió que una corrientes de convección
en el interior del manto (Figura 3) producía el movimiento que traslada los
continentes, de manera muy similar al traslado que efectuaría una cinta
transportadora. Este concepto nunca murió. Se mantuvo vivo y sirvió de base a la
hipótesis de la expansión del fondo oceánico propuesta en los años sesenta por
Hess, Dietz, Wilson y otros.
¿Qué es la Convección? Es obvio que en una olla de agua hirviente tiene
lugar un movimiento circulatorio. Cuando en un fluido hay una disparidad de
densidades la parte más densa baja y la más liviana sube a la superficie. La
convección observada en la olla se llama convección térmica, porque la produce
una diferencia de densidad del agua creada por una diferencia de temperatura.
Así, si se calienta una olla de agua por abajo, el volumen del fondo que se ha
calentado se expande, se vuelve más liviano y flota en la superficie, en donde se
enfría y el agua se hace otra vez más densa y vuelve a bajar. Por medio de este
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proceso circulatorio se va calentando progresivamente toda el agua y ésta
desprende calor el que pasa al aire.
Figura 3. Modelo que ilustra la convección del manto como posible mecanismo de la deriva continental. En el se ve cómo un continente es dividido por corrientes ascendentes del manto, y el desarrollo de un nuevo océano a partir de una fractura que se ensancha. En las proximidades de las corrientes descendentes se forma una cordillera de montañas y una fosa profunda que la bordea. (Fuente: A. Holmes, 1965).
Resumiendo, la convección térmica es una manera de transferir calor desde
la llama situada debajo de la olla hasta el aire que se encuentra sobre la olla.
Se considera que la convección que tiene lugar en el manto se calienta y se
expande y ello provoca un flujo circulatorio.
Las dificultades son sumamente complejas. En el manto deben tener lugar
varios tipos de cambios de clase, como el que se da entre el hielo y el agua, y
también cambios químicos. Cuando el material ascendente del manto llega por
convección a la superficie, parte de él probablemente se separa formando la
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corteza oceánica. Simultáneamente, en el propio manto debe de estar
fundiéndose hierro, que cae al fondo y se agrega al núcleo. Estos serían sólo
algunos de los muchos factores complejos implicados en la convección del manto.
Puntos Calientes
En 1965, J. T. Wilson, el promotor de la hipótesis de las fallas
transformantes, hizo otra sugerencia. Comprobó que en determinados lugares de
la Tierra, como en Hawaii e Islandia, los volcanes se mantienen activos durante
períodos de tiempo muy largos. La fuente de magma de estos volcanes se cree
que se sitúa en profundidad bajo la litosfera, de manera que la posición de la
actividad volcánica es fija respecto al manto. Cuando una placa se desplaza de
este punto productor de magma, los volcanes superficiales son alejados de él
junto con la placa, pero la fuente prosigue su actividad desde la posición fija. A
consecuencia de ello se formará una larga cadena de volcanes.
Cuando cada uno de estos puntos calientes cae bajo una dorsal de
crecimiento activo, como Islandia, se forman cadenas de islas o montes
submarinos a ambos lados de la dorsal, porque las placas situadas a cada lado se
alejan mutuamente. Wilson identificó varios ejemplos más de estos volcanes y sus
cadenas asociadas de volcanes extinguidos. A estos puntos los llamó puntos
calientes. De hecho, vino a sugerir que los movimientos “absolutos” de una placa
estaban impresos en el fondo del mar en forma de una dorsal constituida por
volcanes extinguidos.
Posteriormente, W. J. Morgan amplió esta idea y demostró que las
velocidades de los movimientos “absolutos” de las placas durante la era
Cenozoica (el último gran periodo de la historia geológica de la Tierra) se podían
determinar como se indica en la Figura 4. Estos movimientos que concuerdan con
los movimientos relativos especificados por la tectónica de placas y que satisfacen
la condición de que los “puntos calientes” propuestos deben ser estacionarios,
tanto uno con respecto a otros, como ellos con respecto al manto.
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Figura 4. Movimientos actuales de las placas sobre puntos calientes. Los movimientos relativos se determinaron con base en direcciones de fallas y a velocidades de crecimiento en los bordes constituidos por dorsales o prominencias; añadiendo a todo esto una constante de rotación apropiada, se determinó el movimiento absoluto de cada placa sobre el manto. La longitud de las placas es proporcional a la velocidad de la placa. (Fuente: J. Morgan, 1968).
La tectónica de placas, la expansión del suelo marino y los terremotos
Durante los últimos veinte años, la deriva continental ha alcanzado una gran
consideración por el desarrollo que ha tenido el concepto de expansión del suelo
oceánico. (Figura 5).
La expansión del suelo oceánico se refiere a que el piso de los océanos se
está separando continuamente a partir y a lo largo de estrechas grietas que están
centradas sobre cordilleras que se extienden a través de las grandes cuencas
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oceánicas del mundo. Materiales volcánicos (basaltos líquidos) ascienden desde
el manto terrestre a través de estas grietas y están dando lugar, continuamente, a
una nueva corteza oceánica.
Figura 5. La geología marina ha resultado ser mucho más sencilla, en sus grandes rasgos, que la geología de los continentes. Nuevo suelo oceánico está siendo continuamente inyectado a lo largo de las líneas de cresta del sistema global de cordilleras oceánicas (líneas negras gruesas). La posición actual del material segregado en intervalos medios de 10 millones de años, como se ha determinado por los estudios magnetométricos, está expresada por las líneas paralelas al sistema de cordilleras, la cual, a su vez, está fragmentada por un conjunto de líneas de fracturas (líneas negras finas). Los terremotos (puntos negros) tienen lugar a lo largo de las crestas de las cordilleras, en partes de las zonas de fracturas y a lo largo de las profundas fosas oceánicas. Estas fosas, en las que el suelo oceánico se inclina, están representadas por las bandas del brazo. Con un valor máximo medio de 16 cm por año para la expansión del suelo oceánico, el suelo del Océano Pacífico se habría formado en, tal vez, 100 millones de años. (Fuente: Wyllie, 1971).
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El concepto de la expansión del suelo del océano se ha emparejado en la
actualidad con la antigua idea de la deriva continental, y se han unido para
constituir un solo cuerpo conceptual, al que se ha denominado la teoría de la
tectónica de placas. La teoría nos hace ver a la litosfera, o capa más externa de la
Tierra, como constituida por un número de rígidas placas. La teoría sostiene que
las placas están en un continuo movimiento relativo que puede conseguirse
porque las dos placas se deslicen una junto a la otra, o bien puedan llegar a
converger, en cuyo caso una de las dos se destruye. Tras estas consideraciones
analicemos ahora cómo las evidencias acumuladas respecto a la inestabilidad de
la corteza terrestre pueden ser vistos a la luz de la teoría de la tectónica de placas.
Se supone que la evolución de las placas tiene lugar en una Tierra de
tamaño más o menos constante. Esta suposición queda justificada no sólo por la
evidencia paleomagnética, sino por el hecho que los márgenes continentales
pueden hacerse coincidir con mucha precisión. Las bases y los corolarios de la
tectónica de placas son las siguientes:
Las placas que conforman el mosaico de la superficie son esencialmente sectores
esféricos rígidos de litosfera, acotadas por los principales cinturones sísmicos.
(Figura 6). Actualmente existen seis placas principales y numerosas placas
secundarias (Figura 1). Aunque los grandes terremotos tienen lugar en el interior
de las placas y en particular en los continentes, su ocurrencia es dispersa e
infrecuente y no pueden ser ordenados de modo que conformen márgenes de
placas coherentes.
Los márgenes de las placas pueden estar situados en alguna frontera entre
un océano y un continente o dentro de un océano o dentro de un continente
(Figura 7). Los márgenes de las placas no son márgenes de continentes y una
sola placa puede contener porciones de continentes y porciones de océanos.
Los márgenes de las placas pueden ser de tres tipos: a) de acrecimiento:
cordilleras oceánicas, en las cuales las placas se están separando y aumentando
de tamaño por la adición de corteza y de manto nuevo a lo largo de sus bordes
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anteriores; b) de consumo (zonas de subducción): una de las placas es “tragada”
por hundimiento en el manto por debajo del borde anterior de la otra placa; c) de
transformación: dos placas se deslizan una al lado de la otra y las áreas
superficiales son conservadas. Los estudios sobre los movimientos sísmicos
indican la presencia de tensión a lo largo de las cordilleras; de movimientos de
impacto y de deslizamiento a lo largo de fallas transformadas y de compresión a lo
largo de los márgenes de las placas que están siendo consumidas.
Figura 6. Principales placas litosferas actuales de la Tierra: Eurásica, Indica, Pacífica, Americana, Africana y Antártica. Se forman en las dorsales oceánicas (líneas dobles con puntos) a una tasa que va desde alrededor de 1 a 6 cm por año. Las placas se van destruyendo en las zonas de subducción (líneas continuas bordeadas de círculos que indican terremotos). Nótese que existen tres placas, cada una con dos continentes, dos placas con un solo continente y una placa principal (Pacífica) sin ningún continente (Fuente: Vine, 1969).
La litosfera de la cual están hechas las placas es quizás una capa límite de
conducción térmica sobrepuesta a una capa más débil, la astenosfera, que tiene
unos 600 km de espesor. La litosfera quizás varía de manera considerable en su
grosor, siendo más delgada en las regiones de flujo térmico elevado, en los
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márgenes de las cordilleras oceánicas, y más gruesa bajo los continentes. Bajo los
océanos la litosfera está compuesta de corteza oceánica y manto y bajo los
continentes, de corteza continental y manto.
Figura 7. La litosfera terrestre está rota en grandes placas rígidas, cada una de las cuales se mueve como una unidad bien definida. Las flechas indican los movimientos relativos de las placas, suponiendo que la placa africana se mantenga estacionaria. Los límites de placas quedan definidos por fajas de distribución de terremotos. Las placas se separan a lo largo del eje de las dorsales meso – oceánicas, se deslizan lateralmente una con respecto a otra en las fallas transformantes y chocan en zonas de subducción. (Fuente: J. F. Dewey, Plate Tectonics, 1972).
Los continentes “viajan” sobre las placas en movimiento y el que su deriva
sea una simple consecuencia del movimiento de las placas, al igual que la
expansión del suelo marino, es una consecuencia de la separación de placas. Los
continentes pueden separarse a través de un océano en expansión (por ejemplo,
Africa y América del Sur), o acercarse uno al otro (por ejemplo, Australia y el
sureste de Asia) y llegar a chocar (por ejemplo, la península de la India y el Tibet).
Los márgenes de las placas de acrecimiento y de transformación están
caracterizados por terremotos superficiales. Las zonas sísmicas profundamente
inclinadas se hunden por debajo de los arcos insulares; desde las fosas oceánicas
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marcan la posición y la forma de la losa de litosfera que va en descenso. El
estudio de los movimientos sísmicos primarios indican una tensión a medida que
la placa se dobla hasta hundirse bajo una trinchera, y muestran ya sea compresión
o tensión a lo largo de la placa, dependiendo de la profundidad a la que ésta haya
descendido. Es lógico que donquiera que exista una cadena montañosa, por
antigua que sea o por erosionada que se encuentre, ya sea que forme una zona
lineal o una zona arqueada y tenga alguna o todas las características descritas
anteriormente, en su evolución se hallará involucrado un mecanismo de tectónica
de placas. Y como el vulcanismo en los bordes anteriores de las placas constituye
un método efectivo para incrementar el volumen de la corteza continental, gran
parte de ésta pudo haber sido generada de esa forma. El área de los continentes
puede no haberse incrementado en la misma medida. Los geólogos aceptan que
el incremento continental fue un crecimiento concéntrico de los continentes por
medio de la adición sucesiva de nuevas cadenas montañosas que se forman
sobre los márgenes continentales, y que a su vez, son producidos inicialmente por
desgarramiento y fisura de los continentes.
2.3.- Terremotos
Un terremoto se produce cuando las tensiones se acumulan hasta el punto
de producir la rotura de las rocas de la corteza terrestre. La fractura que se
produce es el resultado del carácter frágil de las rocas. Las primeras ondas que se
emiten desde la región en que se ha producido la rotura (el hipocentro) son ondas
tanto de compresión como de descompresión generadas por la rápida liberación
de energía elástica. Después de un terremoto, las estaciones sismológicas que
han recibido las primeras ondas pueden asignarlo a uno de los cuatro cuadrantes
geográficos.
La mayor parte de los terremotos tienen lugar en estrechas zonas que se
unen y forman una malla continua que limita regiones en las que la sismicidad es
poco activa. Esta red sísmica está asociada con una variedad de rasgos
característicos, tales como rift (zonas de abertura de la corteza oceánica por
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donde fluye la lava), cordilleras oceánicas, cadenas orogénicas, cadenas
volcánicas y profundas fosas oceánicas. Estas áreas sísmicas marcan,
precisamente, los límites entre las placas las cuales son las zonas que están
exentas de los efectos sísmicos.
Hasta ahora han podido diferenciarse cuatro tipos de zonas sísmicas, que
se distinguen unas de otras por sus características morfológicas y geológicas.
El primer tipo está representado por zonas estrechas con gran emanación
de flujo calorífico y de gran actividad volcánica, y que se sitúa a lo largo de las
cordilleras centro-oceánicas, donde los sismos tienen sus focos a una profundidad
moderada (menos de 70 kilómetros de profundidad). Los ejes de las cordilleras,
por supuesto, son los lugares activos a partir de los cuales se produce la
expansión del suelo oceánico.
El segundo tipo de zona sísmica está caracterizado por terremotos de
profundidad somera y ausencia de fenómenos volcánicos. Unos buenos ejemplos
de ello son la región cercana a la falla de San Andrés, en California (Estados
Unidos), y las regiones adyacentes a la falla de Anatolia, al norte de Turquía.
El tercer tipo de zona sísmica está íntimamente relacionado con las
profundas fosas oceánicas asociadas, a su vez, con los sistemas de arcos de islas
de constitución volcánica, tales como los que se encuentran en el Océano
Pacífico. Los focos sísmicos en estas regiones son de profundidad somera,
intermedia (de 70 a 300 kilómetros) y profundos (de 300 a 700 kilómetros de
profundidad) (Figura 8), lo cual está de acuerdo con la idea que en estas áreas es
donde se produce la sumersión de la placa litosférica que bordea a la fosa. Y así
se tiene que los hipocentros (los puntos de la corteza terrestre en el que se
produce el sismo), definen una estructura geológica que se inclina hacia el interior
de la Tierra desde donde está situada la fosa. Esta zona inclinada donde se
ubican los focos sísmicos se ha denominado Zona de Benioff y, sobre ella se
sitúan las cadenas volcánicas activas y otras formas de variada complejidad.
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El cuarto tipo de zona de terremotos está tipificado por la faja sísmica que
se extiende desde Birmania hasta el mar Mediterráneo. Está constituida de una
ancha y difusa zona continental, dentro de la cual están asociados terremotos que
generalmente tienen una profundidad somera y que, a su vez están relacionados
con cadenas de montañas de gran altitud que claramente muestran los efectos de
grandes esfuerzos de compresión.
Figura 8. El cinturón circum - Pacífico por la dorsal del Pacífico oriental. (Fuente: Wyllie, 1971).
20
Terremotos profundos
Los terremotos profundos se producen únicamente en las regiones de arcos
de islas. Este hecho es evidente si comparamos la Figura 9 (que representa la
distribución de los epicentros de terremotos con foco profundo) con la Figura 10
(que muestra la distribución de todos los epicentros sísmicos).
Los focos de terremotos profundos parecen encontrarse en un plano que se
inclina hacia abajo desde la región oceánica hacia el continente, este plano de
inclinación se llamó zona de Benioff.
Figura 9. Distribución de los Epicentros de terremotos ocurridos entre 1961 y 1967, cuyo foco se
localizó a más de 100 kilómetros de profundidad. (Fuente: M. Barazangi y J. Dorman, 1969).
¿Cuál es el significado de este plano inclinado de terremotos de foco
profundo? En primer lugar para que se produzca una fractura suficientemente
súbita como para generar ondas sísmicas, el material debe ser frágil. Pruebas
experimentales han demostrado que a alta temperatura y presión las rocas tienden
a perder su fragilidad y en lugar de fracturarse tienden a fluir. Por consiguiente, el
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hecho que se produzcan terremotos a profundidades en las cuales el manto es
caliente y está sometido a una presión alta, constituye un enigma. Sin embargo, se
sabe que a bajas temperaturas las rocas tienden a conservar su fragilidad incluso
cuando se encuentran bajo presión: por lo tanto estiman los sismólogos que a lo
largo de la zona de Benioff la temperatura debe ser insólitamente baja. Pero,
evidentemente, es imposible que la zona delgada inclinada se mantenga durante
mucho tiempo a una temperatura inferior a la del manto contiguo, porque el manto
caliente que la rodea la calentará en seguida. Aparentemente puede mantenerse
fría sólo en el caso que constantemente esté recibiendo un aporte de nuevo
material frío en forma de una laja de litosfera descendente.
Figura 10. Esquema que representa la distribución de focos sísmicos. Nótese que los sismos oceánicos están concentrados en las dorsales meso – oceánicas. (Fuente: M. Barazangi y J. Dorman, Columbia University, 1969).
Terremotos someros
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Los terremotos someros son mucho más espectaculares porque la cantidad
de energía liberada es muchísimo mayor y, por consiguiente, su impacto en la
sociedad humana es mucho más significativo.
La importancia de un terremoto suele presentarse por su magnitud M.
Tendemos a imaginar los terremotos de grandes sacudidas como “grandes”, y los
temblores débiles como “pequeños” lo que no es muy exacto, porque, sea cual
sea la magnitud de un terremoto, si éste se ha producido a gran distancia la
sacudida que se notará nunca será muy grande.
Por lo general las magnitudes de los terremotos se determinan por un
método normalizado establecido por C. Richter y B. Gutemberg. En la escala de
Richter de magnitud, cuando ésta aumenta una unidad, la cantidad de energía
sísmica aumenta 30 veces. El famoso terremoto de San Francisco de 1906 tuvo
una magnitud de 8.25; el gran terremoto de Kanto, en Japón, en 1923, tuvo una
magnitud de 8.2; el terremoto del sur de Chile de 1960, una magnitud de 8.4.
El terremoto de México, en 1985, tuvo una magnitud de 8.1. No hay
registros de terremotos con una magnitud superior a 8.7. La energía sísmica que
acompaña a un terremoto de magnitud 8 (como en el caso de México) es
aproximadamente 1023 ergios, es decir igual a la energía de 10,000 bombas
atómicas como la lanzada sobre Hiroshima.
Se llaman grandes terremotos a aquellos cuya magnitud es mayor de 7.5.
Todos ellos son someros y casi todos tienen lugar en el cinturón circum - Pacífico
(Figura 8).
No se tiene conocimiento que se hayan producido grandes terremotos en
las zonas de dorsal mesooceánica. Esta es otra diferencia esencial entre la
sismicidad de los sistemas de arcos de islas y la de los sistemas de dorsales
mesooceánicas.
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En resumen, la diferencia entre los terremotos someros y los profundos,
está en que los terremotos someros que se producen en regiones de arcos de
islas son terremotos interplacas, originados por la interacción de la placa oceánica
con la placa situada del lado continental, es decir, por la subducción de la primera
bajo la segunda. A diferencia de ellos, los terremotos profundos pueden llamarse
terremotos intraplacas, porque tienen lugar en el interior de la laja que subduce.
2.4.- Clasificación de los Terremotos
En la actualidad geólogos y sismólogos afirman que la mayor parte de los
terremotos son producidos por reacción elástica. No obstante, han sido sugeridas
otras causas y algunas de las cuales se sabe son el origen de cierta clase de
terremotos. Las más plausibles interpretaciones en función del mecanismo pueden
dividirse en tres clases: tectónico, volcánico y por impacto. Estas tres clases
pueden subdividirse en 13 causas específicas (tabla Nº 1). Las subdivisiones
necesariamente no son mutuamente excluyentes. Algunas de ellas están
solapadas y en este caso es difícil establecer la línea divisoria.
Tabla Nº 1. Clasificación de los Terremotos
1. Origen tectónicoa) Reacción elástica.b) Fisuración repentina durante una corriente plástica.c) Plegamiento.
2. Origen volcánicod) Explosiones debidas a presión subterránea acumulada.e) Cristalización.f) Rotura por tensión.g) Intrusión de magma.h) Excavación.i) Interrupción o bloqueo de una corriente.
3. Por impactoj) Explosiones en la superficie.k) Caídas de meteoros, etc.l) Hundimientos.
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m) Deslizamientos de rocas y fenómenos similares.
La clase tectónica comprende todos los terremotos provocados por
deformación de rocas, como las que constituyen los sistemas montañosos. La
reacción elástica es el miembro principal de esta clase. A grandes profundidades,
se cree que las rocas se encuentran en estado plástico, por lo cual ceden más
rápidamente por fluencia que por fractura. Las rocas plásticas, si el esfuerzo es
suficientemente elevado, pueden fluir y fracturarse al mismo tiempo, de manera
que tenemos como segunda causa propuesta el rápido cizallamiento (separación)
de rocas plásticas profundas, ya sea a lo largo de un plano o bien en un extenso
volumen. En este caso el mecanismo es generalmente similar a la reacción
elástica en rocas más rígidas, es decir, tan sólo varía la clase de roca.
El último miembro de la clase es la fisuración y aplastamiento repentinos
debidos a una tensión, que puede producirse, según se ha postulado, cuando las
rocas son plegadas independientemente de cualquier reacción cortante elástica de
igual formación. Como estas fisuras o grietas suelen ser pequeñas, puede ser que
esta causa sea probablemente de menor importancia, si es que no se considera
como del todo insignificante.
En muchos casos los terremotos acompañan a las erupciones volcánicas.
Algunas veces se cree que los temblores son provocados por el vulcanismo,
aunque la mayor parte de estas vibraciones son de origen tectónico. El
mecanismo por el cual el vulcanismo puede causar un terremoto es
fundamentalmente una cuestión especulativa, siendo las explosiones volcánicas la
única causa concreta conocida.
El ejemplo más frecuente de lo que se acaba de comentar es la erupción
del Krakatoa, situado en el estrecho de Sonda en una isla entre Java y Sumatra.
Los volcanes de las Indias Orientales se caracterizan por lo general por la extrema
violencia de sus erupciones. La historia del Krakatoa es poco conocida. Este
volcán estaba en actividad en el año 1680. Desde entonces hasta 1883 se
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mantuvo en bastante reposo. En mayo del año 1883 apareció por encima del
cráter una nube de vapor y en agosto del mismo año una serie de gigantescas
explosiones destruyeron dos tercios de la isla. El sonido de las explosiones más
fuerte fue perceptible en Australia y la onda de presión barométrica resultante
llegó a Berlín 10 horas después. No fue arrojada lava sino únicamente material
fragmentado. Los mares adyacentes quedaron cubiertos de piedra pómez de tal
forma que la navegación quedó interrumpida; las cenizas arrojadas abarcaron una
extensión de 780.000 kilómetros cuadrados. La atmósfera superior se vio invadida
por un polvo fino que se mantuvo en forma difusa por espacio de más de un año,
lo que dio lugar a puestas de sol excepcionalmente rojas y a veces verdes. Un año
después, se hicieron mediciones del calor solar que penetraba en la atmósfera,
estableciéndose que la cantidad de éste se había reducido a un 87% del normal.
Aunque hubo relativamente pocas pérdidas humanas directas causadas por la
explosión, se formó una gigantesca ola oceánica que en Java ahogó a 36.000
personas.
Se han señalado otras cinco posibilidades por las cuales el vulcanismo
puede ser la causa de un terremoto, aunque no se ha podido comprobar que
ninguna de ellas haya sido la causa de los terremotos reales. A ciertas
profundidades donde la presión es elevada y la temperatura uniforme, se ha
sugerido que el magma puede subenfriarse sin llegar a solidificar hasta que
grandes volúmenes se cristalicen repentinamente con la consiguiente reducción
de volumen que da lugar a una contracción de extrema violencia que por sí sola ya
constituye un terremoto.
Una de las causas lógicas de los temblores es la rotura por tensión. Cuando
la lava se enfría, se producen agrietamientos. Si se forma una fisura
suficientemente amplia en un intervalo de tiempo cualquiera, este acontecimiento
puede liberar energía suficiente para producir un terremoto. De forma similar, la
presión del magma intrusivo abriéndose camino a través de la roca, puede dar
lugar a que sean fraccionados grandes trozos de roca. Se ha indicado que el
hundimiento, proceso por el cual se desprenden bloques aislados de roca del
techo para sumergirse en el magma, puede ocurrir con tal violencia que el techo,
26
al retroceder por acción del desprendimiento de una roca, puede causar un
terremoto. Finalmente, si una caverna vacía subterránea se llena de magma, la
masa fluyente de roca líquida actuaría como un émbolo y al golpear las paredes
causaría un sismo. Todas estas hipótesis no dejan de ser meras especulaciones
según los sismólogos.
Para el profesor Óscar González Ferrán, los temblores volcánicos
corresponden a la sismicidad que tiene lugar en una zona volcánica activa,
aunque no existen criterios precisos que permitan distinguir un terremoto de origen
volcánico de otro fuertemente tectónico.
- Ellos pueden ser considerados volcánicos cuando en su generación
intervienen procesos como movimientos ascendentes del magma y el
fracturamiento de la corteza asociada; explosiones volcánicas; movimientos de
masas rocosas en gran escala y esfuerzos tectónicos compresivos y expansivos,
asociados al ciclo eruptivo.
El vulcanólogo chileno recuerda que el terremoto del 22 de mayo de 1960
(Concepción, Valdivia, Chiloé), cuya magnitud la refiere como M 9.5, causó el
reactivamiento del cordón Cauye 48 horas más tarde, en las cercanías del volcán
Puyehue.
Cualquiera que sea la causa, ciertos terremotos que tienen lugar en
regiones volcánicas tienen características suficientemente claras para pensar que
pertenecen a un grupo especial. Estos temblores se caracterizan por su extrema
violencia en su localidad y por una rápida disminución del movimiento del suelo al
aumentar la distancia, lo cual indica que el foco es anormalmente superficial.
Suelen acompañar al vulcanismo en la región de su origen.
Los terremotos causados por impacto tienen lugar por causas superficiales.
Han sido registradas muchas explosiones importante en diversas zonas de gran
extensión. La explosión de Oppau (Alemania), del 21 de septiembre de 1921, fue
registrada por toda la Europa occidental y la correspondiente onda de aire causó
27
considerables daños. La mayor parte de la energía de una explosión superficial se
transforma en calor y en oscilaciones del aire. (Se estimó que la energía química
liberada por la explosión de Oppau fue de unos 6 x 1019 ergios, mientras que la
energía irradiada en forma de vibraciones terrestres fue sólo de 5 x 1016 ergios).
Se supone que los meteoritos al chocar contra nuestro planeta también
pueden provocar terremotos, aunque la distancia a que pueden ser registradas las
vibraciones resultantes suele ser en general muy pequeña. El 30 de junio del año
1908 chocó un gigantesco meteorito (meteorito de Podkamennaya Tunguska) a
unos 240 kilómetros al norte del lago Baikal en Siberia. Las ondas atmosféricas
correspondientes fueron registradas en Europa, aunque resulta dudoso si el
impulso sísmico registrado en aquella fecha fue debido al meteorito o a otra causa.
También se considera la posibilidad que el derrumbamiento de los techos
de cavernas, así como la caída de grandes declives de tierra, provoque una
liberación suficiente de energía para un terremoto, aunque no existe prueba
alguna de esta hipótesis. El fenómeno inverso suele ser generalmente cierto, ya
que los terremotos causan con frecuencia el hundimiento de cavernas y el
corrimiento de los declives pronunciados.
2.5.- Pseudosismos
De lo señalado en el punto anterior resulta fácil deducir que las explosiones
y otros orígenes de terremotos dan lugar en muchos casos a la formación de
vibraciones atmosféricas. Las personas son más sensibles a los movimientos de la
atmósfera que a los de suelo. En muchos casos los sonidos de baja frecuencia,
que se sienten pero que en realidad no se perciben, se confunden con
movimientos del suelo. Por tal motivo muchos observadores afirman que el suelo
trepidó a causa de una explosión, mientras que lo que realmente sucedió es que
se sintió una vibración atmosférica. A esta clase de perturbaciones se las llama
pseudosismos.
28
En muchos casos la distancia de la explosión al punto donde ésta es notada
suele ser considerable. En ciertas condiciones barométricas, los sonidos pueden
ser concentrados por el aire a una gran distancia de su origen, resultando
inaudibles en casi toda la distancia. Un caso real que ejemplifica es el siguiente: a
primeras horas de la mañana del día 28 de enero de 1930, los residentes de
California meridional, desde los Angeles a Bakersfield, sintieron una serie de
ligeros terremotos según manifestaban, acompañados de un estruendo apagado.
Las ventanas trepidaron y las puertas oscilaron en las cercanías de Bakersfield. La
realidad de lo sucedido fue que estas pseudosismos eran causados por un barco
de guerra que hacía práctica de tiro a una distancia de la costa de unos 240
kilómetros.
2.6.- Periodicidad de los Terremotos
Se cree que la mayor parte de los terremotos son de origen tectónico.
Como estos temblores son debidos a la lenta acumulación de esfuerzos durante
largos períodos de tiempo, se podría admitir que dichos fenómenos ocurren con
más frecuencia cuando la Tierra está sometida a esfuerzos externos como la
presión del aire y las mareas. No se cree que estas fuerzas por sí solas sean de
intensidad suficiente para producir terremotos, aunque sumadas a mayores
esfuerzos, que provienen de fuentes desconocidas, pueden muy bien actuar como
fuerzas suplementarias e incrementar los esfuerzos en un pequeño incremento
que el material es incapaz de soportar. De este modo se podría establecer el
momento en que estos temblores tienen lugar. Muchos análisis estadísticos del
momento en que tienen lugar los terremotos han sido hechos sin contar con una
periodicidad observada bien marcada. Ello puede significar que las fuerzas
periódicas como las existentes son insignificantes comparadas con los esfuerzos
causantes del terremoto, o bien que no son dirigidas de manera conveniente para
generar una acumulación local de tensión del tipo que intervienen en un sismo.
En ciertas partes del mundo es de creencia general que los terremotos se
presentan con mayor frecuencia con calor y tiempo bochornoso. Evidentemente,
29
no hay base científica que pueda corroborar esta creencia. Las investigaciones
estadísticas de los momentos en que tienen lugar los terremotos no permiten
establecer correlación con las condiciones meteorológicas.
2.7.- Características de los Terremotos
En términos generales, un terremoto puede considerarse como un súbito
relajamiento de la energía elástica acumulada en una región determinada de la
corteza o manto superior de la Tierra, sin embargo las causas últimas de los
terremotos están muy lejos de ser conocidas. Al observar la Figura 9 se aprecia
que la producción de terremotos está estrechamente relacionada con procesos
globales tales como extensión del fondo oceánico y tectónica de placas. Por lo
tanto, es razonable hoy que se considere que un conocimiento total de los
fenómenos sísmicos puede desarrollarse tan sólo en el marco de una nueva
tectónica global.
Tipos de Ondas
Los terremotos generan ondas superficiales que están restringidas a la
vecindad de la superficie libre de la Tierra. Hay dos tipos esenciales de ondas
superficiales: (1) ondas Rayleigh en las que el movimiento de las partículas de la
superficie está confinado en el plano vertical que contiene la dirección de la
propagación de las ondas, y (2) ondas Love en las que el movimiento de las
partículas es en la dirección horizontal perpendicular a la dirección de la
30
propagación de las ondas. Las ondas internas y superficiales se ilustran
esquemáticamente en la Figura 11.
Figura 11. Representación esquemática de los tipos básicos de ondas producidas por un terremoto. (Fuente: Davies, 1968). Profundidad del Foco
Todos los terremotos se producen como máximo a una profundidad de unos
700 km. No se ha detectado ninguno por debajo de los 720 kilómetros (el temblor
más profundo del que se tiene registro tuvo lugar a 720 km bajo el Mar de Flores,
en las Indias Orientales, el 24 de junio de 1934).
La clasificación de los terremotos según la profundidad del foco es:
Foco superficial 0 – 70 km
Foco intermedio 70 – 300 km
Foco profundo por debajo de 300 km
El 75% de los terremotos superficiales, el 90% de los intermedios y casi
todos los terremotos más profundos se producen alrededor del margen del
Océano Pacífico, en el cinturón circum – Pacífico. La mayor parte de los grandes
terremotos restantes tienen lugar en el cinturón Alpino – Himalayo.
Un 75% de la energía liberada por los terremotos proviene de sucesos
superficiales y sólo alrededor de un 3%, de sucesos de foco profundo. Además,
normalmente son los sucesos superficiales los que causan daños en la superficie
terrestre. Pocos temblores de profundidad superior a 100 km causan daños, si
bien una notable excepción fue el terremoto de Rumania del 10 de noviembre de
1940 que, aun cuando se produjo a 160 km de profundidad, causó considerables
daños y la muerte a casi 1.000 personas.
31
Magnitud y Energía
La magnitud de un terremoto es una medida absoluta de su tamaño,
relacionada con la energía sísmica liberada y determinada a partir de las
amplitudes de las ondas elásticas generadas. Existen distintas escalas de
magnitud, pero cada una de ellas puede ser definida mediante una ecuación
general.
El concepto de magnitud de un terremoto lo introdujo, en 1935, el
destacado sismólogo Charles F. Richter para medir el tamaño de los terremotos
superficiales en California. Este ideó una escala graduada de magnitudes de los
terremotos que puede relacionarse con la energía liberada en el foco del
terremoto. La escala de Richter consiste en números que van desde menos de 0
(números negativos) a más de 8.5. Los valores se dan aproximados hasta las
décimas, es decir: 2.5, 4.9, 6.2, 7.8, 8.5. No existen ni un máximo ni un mínimo
fijos. Los terremotos de magnitud 2.0 son los menores, normalmente detectados
por los sentidos humanos, pero los instrumentos pueden detectar temblores tan
pequeños como - –3.0. La escala es logarítmica, es decir, la amplitud de las ondas
registradas aumentan diez veces por cada aumento de un entero en la magnitud
de Richter. Un terremoto de magnitud 5.0 es diez veces mayor que uno de
magnitud 4.0. En la tabla Nº 2 se da información sobre el significado de varias
magnitudes.
Tabla Nº 2. Magnitud de Richter y liberación de energía.
32
Una vez determinada la magnitud de un terremoto, la energía de sus ondas
elásticas (E) se puede calcular, en una primera aproximación, por:
log E = 11,8 + 1,5 M (Gutenberg y Richter)
donde E viene medida en ergs ( 1 erg = 10-8 J).
La energía media anual liberada por los terremotos es, aproximadamente,
de unos 1018 J, la mayor parte de la cual proviene de unos pocos terremotos
realmente grandes. Sin embargo, debería tenerse en cuenta que no toda la
energía liberada por un terremoto se convierte en ondas elásticas; una gran parte
se disipa como calor.
Por cada aumento de un entero de la magnitud de Richter, la cantidad de
energía aumenta según un factor que ronda las 32 veces. Así, un terremoto de
magnitud 7.0 libera unas 32 veces más energía que uno de magnitud 6.0. Un
terremoto de magnitud 8.0 libera unas 1000 veces más energía que uno de
magnitud 6.0 (32 x 32 = 1024). La Figura 12 es un gráfico que confronta liberación
de energía (julios) con magnitud de Richter.
Intensidad
Antes que se desarrollara el concepto de magnitud absoluta, el tamaño de
un terremoto se expresaba en términos de una cantidad más subjetiva, menos
“científica”, conocida como intensidad, basada en las observaciones de los efectos
directos del terremoto en la superficie. Se determina la intensidad según el grado
de la sacudida percibido por la gente (por ejemplo, realizando encuestas entre los
afectados, después de los terremotos); la cuantía de los daños causados a
estructuras artificiales y la extensión de deformaciones visibles de la Tierra misma.
La intensidad así definida se “mide” en términos de escalas arbitrarias.
33
Figura 12. Liberación de energía (joule) y magnitud de Richter de un terremoto. (Fuente: Strahler,
1992).
Una escala de intensidad de uso generalizado en los Estados Unidos es la
escala de Mercalli modificada. La escala de Mercalli original la preparó el geofísico
italiano así llamado en 1902, la cual fue modificada en 1956 por Charles Richter,
para aplicarla a diversos tipos de construcción de edificios. Previamente, en ese
país se utilizaba la escala de intensidad de Rossi-Forel, que sigue utilizándose en
otras partes del mundo. La escala de Mercalli modificada (1931) identifica 12
niveles de intensidad, designados por los números romanos I al XII (ver Tabla Nº
3). Cada intensidad se describe en términos de fenómenos que cualquier persona
34
puede experimentar. Por ejemplo, en la intensidad IV, los objetos suspendidos se
balancean, se siente una vibración como la del paso de un camión, los coches
parados oscilan, y las ventanas y los platos crujen. Los desperfectos en diversas
clases de albañilería sirven para establecer criterios en los números más altos de
la escala. A la intensidad XII, los estropicios en los edificios son casi totales y se
desplazan grandes masas de rocas. En base a los informes recabados después
de un terremoto, pueden prepararse mapas isosísmicos que muestran zonas
concéntricas de intensidad. Las líneas numeradas son líneas isosísmicas.
Tabla Nº 3. Escala modificada de Mercalli de intensidades de terremotos.
Réplicas y premonitores
Normalmente los terremotos de gran magnitud van seguidos por un número
de sacudidas menores (réplicas) que tienen lugar muy cerca del foco de la
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sacudida principal. Probablemente están relacionadas con el reajuste mecánico
que tiene lugar en la corteza o manto a consecuencia del desprendimiento de
energía de la sacudida principal. Inmediatamente después del suceso principal, la
frecuencia de las réplicas es generalmente alta, pero decae gradualmente con el
tiempo, para sucesos muy grandes, a menudo el período es de varios años. La
actividad de las réplicas es mayor para terremotos superficiales que para
terremotos profundos. La magnitud de la mayor réplica de una serie, suele ser 1.0
menor que la magnitud de la sacudida principal, y algunas de las mayores réplicas
pueden ir acompañadas por réplicas de sí mismas.
Algunos grandes terremotos vienen precedidos por pequeños temblores
(premonitores). Sin embargo, dado que los premonitores tienen características
similares a los demás temblores, actualmente no pueden ser identificados como
tales hasta que ha tenido lugar el temblor principal.
2.8.- Predicción de los Terremotos
La gran capacidad de destrucción de terremotos que se producen en
regiones densamente pobladas ha llevado a sismólogos de Estados Unidos,
Japón, China y otros países a probar todos los medios posibles de predecir el
momento y lugar en que ocurrirá un terremoto fuerte. En general, este problema
se ha abordado de distintas maneras, definiendo ciertos métodos de monitoreo y
análisis que conllevan a resultados satisfactorios pero no precisos o certeros.
Un método ideado es el de análisis de datos históricos de sismicidad en
diferentes regiones. Este método se basa en establecer el tiempo transcurrido
desde la última vez que un terremoto fuerte provocó un relajamiento de la
deformación a lo largo de una falla activa conocida. Los mejores resultados de la
aplicación de este método se obtienen en la zona de subducción que rodea la
placa Pacífica. Cuando se hace un estudio minucioso de las fechas y epicentros
de los terremotos fuertes en este cinturón, se obtiene un modelo en el cual
determinados segmentos de la zona de subducción no han presentado actividad
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importante desde hace varias décadas. A estos segmentos se los llama lagunas
sísmicas cuando no han experimentado actividad sísmica fuerte en los últimos 30
o más años. Es el caso de la zona norte de Chile, en donde la “laguna” sobrepasa
ya el lapso estimado entre dos grandes sismos.
La técnica histórica ha permitido predecir –aunque imprecisamente-
terremotos de magnitudes sobre 7.0: en México 1978 (magnitud 7.5 a 7.8) y en la
cadena volcánica islas Aleutianas – Alaska (1979) de magnitud 7.5 a 8.0.
Es de esperar que pueda emprenderse un control intenso de lagunas
sísmicas parecidas y que éste lleve a algunas predicciones buenas en las que el
lapso en que puede ocurrir el suceso se abrevie hasta un período de sólo pocas
semanas, más que de varias décadas.
2.9.- Tsunamis o Maremotos
Los tsunamis consisten en una serie de ondas oceánicas originadas a partir
de movimientos sísmicos localizados en el fondo del mar y que son ampliamente
conocidos por los habitantes de las costas del Pacífico. El término tsunami es de
origen japonés y ha sido adaptado para señalar lo que en Chile se conoce como
maremoto. No todos los sismos submarinos originan tsunamis, pero sí se asocian
todos los tsunamis conocidos a tal tipo de fenómenos previos.
Las velocidades de propagación de las ondas son del orden de los 600 a
900 kilómetros por hora y, basándose en cálculos de carácter teórico que han sido
comparados con el tiempo controlado prácticamente durante el transcurso de los
tsunamis, el Coast and Geodesic Survey ha trazado cartas de tiempos de
propagación de estas ondas y organizado un sistema de alarma para todo el
Pacífico. Una de tales cartas tiene como centro a las Islas Hawaii y ello por ser
estas islas frecuentemente azotadas por tales fenómenos; además, en Hawaii se
encuentra el organismo central del Sistema de Alarma, al cual pertenece Chile por
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intermedio de la Oficina de Hidrografía y Navegación de la Armada con sede en
Valparaíso.
Se ha podido observar que el tsunami consiste de una serie de tres a diez
ondas con un período de 10 a 20 minutos y su llegada va antecedida,
generalmente, por un recogimiento de las aguas que pueden descubrir grandes
extensiones del fondo marino.
Después de los tsunamis se producen violentos oleajes que duran varios
días y que abarcan grandes extensiones de la costa.
Cuando las ondas oceánicas se acercan a islas o continentes, el efecto
combinado de la disminución del fondo marino y las complejidades de la
topografía costera, concentran la enorme energía cinética de estas ondas en
algunas áreas y las disminuyen en otras. Se observa, entonces, cómo puntos
relativamente cercanos sufren con muy diversa intensidad el fenómeno.
Un tsunami de gran intensidad fue el originado el 22 de mayo de 1960 en el
puerto de Corral (X Región), cuyos efectos se percibieron física y materialmente
en Hawai y Japón, incluso cobrando decenas de víctimas.
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