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).

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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

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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

35

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

36

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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