Escuela Superior Politécnica del Litoral

Carrera:

Ingeniería Civil

Materia:

Geotecnia Básica

Tema:

Sismicidad y Terremotos en el Ecuador

Autor:

Pedro Quesada Gutiérrez

Profesor:

Ing. Gastón Proaño Cadena

Fecha:

16 de octubre del 2012

ContenidoGENERALIDADES................................................................................................................................4

OBJETIVOS..........................................................................................................................................7

JUSTIFICACION...................................................................................................................................7

ORIGEN DE LOS SISMOS.....................................................................................................................8

Fenómenos sísmicos........................................................................................................................10

Escalas de intensidad...................................................................................................................13

Predicción de terremotos.............................................................................................................14

ESTUDIOS SISMOLOGICOS EN CHILE................................................................................................14

Sismicidad histórica Ecuador............................................................................................................19

Sismicidad Instrumental...................................................................................................................20

Red Nacional de Sismógrafos (RENSIG)............................................................................................20

Contexto Geodinámico Actual..........................................................................................................24

Señales Sísmicas...............................................................................................................................25

Espectrogramas................................................................................................................................26

Escala de Mercali..............................................................................................................................27

Sismicidad en el Ecuador..................................................................................................................28

Mapa de Riesgo sísmico en el Ecuador.............................................................................................31

Terremotos de los últimos 50 años en el Ecuador............................................................................32

LA SISMICIDAD SIEMPRE ACECHA AL ECUADOR...............................................................................34

Sismicidad en el mundo...................................................................................................................39

LA TIERRA.................................................................................................................................39

TECTONICA DE PLACAS.................................................................................................................41

OROGENESIS Y VOLCANISMO...........................................................................................................44

DERIVA DE LOS CONTINENTES.....................................................................................................45

SISMICIDAD DEL GLOBO...............................................................................................................47

MEDIDAS DE UN TERREMOTO.........................................................................................................48

MAGNITUD...................................................................................................................................48

GEOMETRIA DE FALLA Y MOMENTO SISMICO.................................................................................50

LA ENERGIA..................................................................................................................................50

LA INTENSIDAD.............................................................................................................................50

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Terremotos y Tsunamies en Panamá...............................................................................................51

AMBIENTE TECTÓNICO Y ZONAS FUENTE....................................................................................52

ZONA DE FRACTURA DE PANAMÁ................................................................................................53

CINTURÓN DEFORMADO DEL SUR DE PANAMÁ..........................................................................54

ZONA DEL GOLFO DE PANAMÁ....................................................................................................54

ZONA DE AZUERO - SONÁ............................................................................................................54

ZONA DEL DARIÉN........................................................................................................................55

ZONA DE PANAMÁ CENTRAL........................................................................................................56

SISMICIDAD HISTÓRICA E INSTRUMENTAL...................................................................................56

ZONA DE FRACTURA DE PANAMÁ................................................................................................57

CINTURÓN DEFORMADO DEL SUR DE PANAMÁ..........................................................................57

GOLFO DE CHIRIQUÍ.....................................................................................................................58

AZUERO - SONÁ............................................................................................................................58

EL DARIÉN O CINTURÓN DEFORMADO DEL ESTE DE PANAMA....................................................58

EL CINTURON DEFORMADO DEL NORTE DE PANAMA.................................................................59

TSUNAMIES......................................................................................................................................61

GLOSARIO DE TÉRMINOS.................................................................................................................63

CONCLUSIONES................................................................................................................................70

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS........................................................................................................71

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GENERALIDADES

Los sismos, también conocidos como terremotos o movimientos telúricos, son considerados como una de las catástrofes naturales más devastadoras y aterradoras que existen. La Tierra es violentamente sacudida y fracturada en cuestión de momentos, decenas o miles de personas pueden perder bienes, salud, seres queridos y, tal vez, la vida.

Algunos sismos han llegado a causar miles de muertes y graves daños en áreas de miles de kilómetros cuadrados, y en ocasiones se recuerdan como fechas dolorosas de la historia de la humanidad.

¿Qué lo origina?

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La capa más superficial de la Tierra, denominada Litosfera es rígida, está compuesta por material que puede fracturarse cuando se ejerce presión sobre ella y forma un rompecabezas llamado Placas Tectónicas. Estas placas viajan como "bloques de corcho en agua" sobre la Astenosfera, la cual es una capa visco-elástica donde el material fluye al ejercer una fuerza sobre él. Este fenómeno provoca el movimiento de las placas y es justo en los límites entre placas, donde hacen contacto unas con otras, generando fuerzas de fricción que mantienen atoradas dos placas adyacentes, produciendo grandes esfuerzos en los materiales. Cuando se vence la fuerza de fricción, se produce la ruptura violenta y la liberación repentina de una gran cantidad de energía acumulada, generándose así un temblor que radia dicha energía en forma de ondas que se propagan en todas direcciones.

Para medir el tamaño de un sismo se utilizan las escalas de magnitud e intensidad.

La escala de Magnitud o Richter está relacionada con la energía liberada en forma de ondas sísmicas que se propagan a través del suelo.

Para calcular esta energía y determinar la magnitud de un temblor se realizan cálculos matemáticos basados en los registros obtenidos por los sismógrafos de diferentes estaciones. En estos registros o sismogramas se mide la amplitud máxima de las ondas y la distancia a la que se encuentra la estación del epicentro. Estos valores son introducidos a una fórmula, obteniendo así la magnitud.

Magnitud escala Richter

Efectos del terremoto

Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero se registra.

3.5 a 5.4 Se siente, pero sólo causa daños menores cerca del epicentro.

5.5 a 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios deficientemente construidos y otras estructuras en un radio de 10 km.

6.1 a 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas donde vive mucha gente.

7.0 a 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños a las comunidades en un radio de 100 km.

8.0 o mayor Gran terremoto. Destrucción total de comunidades cercanas y daños severos en un radio de más de 1000 km de distancia.

Fuente: Servicio Sismológico Nacional

Para registrar los movimientos sísmicos se utilizan equipos denominados sismógrafos, cuyo principio de operación está basado en la inercia de los cuerpos. En sus versiones iniciales, consistía en un péndulo que por su masa permanecía inmóvil debido a la inercia, mientras todo a su alrededor se movía; dicho péndulo llevaba un punzón que iba escribiendo sobre un rodillo de papel pautado en tiempo, de modo que al empezar la vibración se registraba el movimiento en el papel, constituyendo esta representación gráfica el denominado sismograma.

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Los modernos sismómetros consisten de un pequeña ‘masa de prueba’, confinada por fuerzas eléctricas, manejada por electrónica sofisticada.

Una réplica es un movimiento sísmico que ocurre en la misma región en donde hubo un temblor o terremoto central pero de menor magnitud.

Cuando ocurre un sismo de magnitud considerable las rocas que se encuentran cerca de la zona de ruptura están sujetas a un reacomodo. Durante este proceso se genera una serie de sismos, los cuales son de menor magnitud, y pueden ocurrir minutos, días y hasta años después del evento principal. El número de estas réplicas puede variar desde unos cuantos sismos hasta cientos de eventos.

Como un ejemplo, el sismo del 29 de noviembre de 1978 en Oaxaca fue de 6.8 grados de magnitud. Inicialmente se detectaron cerca de 200 réplicas diarias de magnitud mayor a 2.0 grados, actividad que fue disminuyendo durante aproximadamente 5 meses.

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OBJETIVOS Conocer la naturaleza de las fuentes sísmicas: las fallas activas y su marco

sismotectónico.

Aprender los métodos básicos de cuantificación y caracterización de la sismicidad.

Introducir los conceptos, teorías y procedimientos de la sismicidad.

Determinar los parámetros de movimiento del suelo inducido por ondas sísmicas

Conocer como se aplican los datos geológicos, geotécnicos y sismológicos.

El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra a fin de conocer su estructura interna.

El estudio de las causas que dan origen a los temblores.

JUSTIFICACION

Se lleva ya más de cien años de registros de sismicidad en el mundo, es importante evaluar lo que hemos aprendido durante este tiempo. Desde que se instaló el primer instrumento mecánico, grandes terremotos han ocurrido a lo largo de las diversas fronteras entre las placas tectónicas.

La región andina es una de las zonas con mayor actividad sísmica, por lo tanto se considera como la de mayor potencial de pérdidas humanas y económicas a causa de un sismo. La geología regional y el modelo estructural de esta parte del territorio se caracterizan por su complejidad debido a la interacción entre las placas de Nazca, Suramericana y del Caribe y la existencia de estructuras geológicas muy importantes como los sistemas de Romeral y Cauca.

Es evidente que el crecimiento demográfico de los últimos ha traído consigo procesos urbanos que incrementan su vulnerabilidad ante los sismos como son: la aparición de asentamientos subnormales. En áreas más propensas a la acción de fenómenos inducidos por los terremotos como deslizamientos, y en las cuales, además, las viviendas no se construyen con las previsiones adecuadas; la saturación de la capacidad de los sistemas de los servicios públicos antiguos y en ocasiones deteriorados y el aumento en la altura de las edificaciones nuevas sin el conocimiento preciso que permita definir su capacidad de soportar los sismos de potencial ocurrencia en la región.

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Aunque es imposible prever en el tiempo la ocurrencia de un sismo, existen hoy en día métodos y tecnologías para evaluar los principales factores de potencial peligro, las áreas donde se manifestarán y las probables magnitudes máximas, así como los factores locales que contribuyen a acentuar el fenómeno como son los suelos y la topografía. Las posibilidades de suprimir amenazas naturales como la sismicidad son mínimas o nulas, pero si es factible reducir los niveles de vulnerabilidad de la población. de las estructuras y del medio ambiente.

ORIGEN DE LOS SISMOS

Sismos originados en las fallas geológicas

El territorio ecuatoriano está prácticamente surcado en su totalidad por sistemas o conjuntos de fallas geológicas, entre las cuales unas son más activas que otras. es, es decir que la cantidad, frecuencia y magnitud de los eventos generados por una falla geológica determinada es variable, lo cual hace que ciertas regiones sean sísmicamente más activas que otras.

Dentro de los principales sistemas de fallas geológicas que atraviezan nuestro territorio se destacan el Sistema principal dextral de fallas, que atravieza el territorio desde el nororiente hasta el golfo de Guayaquil. Este sistema de fallas ha originado la mayoría de los grandes terremotos que han azotado principalmente a la región Interandina. El otro sistema importante es el denominado de fallas inversas, de las estribaciones de la Cordillera Real, donde se originó el primer gran terremoto conocido en el Ecuador (1541) y el sismo del 5 de marzo de 1987, entre otros.

Las profundidades de los sismos originados por fallas tectónicas, varían desde superficiales, hasta profundidad media, que es el rango de profundidad de la gran mayoría de los sismos ecuatorianos.

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 Sismos originados por la subducción

El proceso de subducción de la placa oceánica de Nazca bajo la placa continental de Sudamérica, es otra de las fuentes sísmicas en nuestro territorio. Estos sismos generalmente son superficiales en la plataforma submarina y en la costa continental y tienen profundidades mayores, conforme se adentran en el continente, de acuerdo al ángulo de la subducción. Los grandes sismos de Esmeraldas de 1906, 1958 y 1979, así como el sismo de Bahía de Caraquez del año 1998 ocurrieron en este sistema.

 

Sismos de origen volcánico

Siendo el Ecuador un país altamente volcánico, es natural que haya tenido que experimentar sismos asociados con esta actividad geológica. La energía de estos sismos no es suficiente para que se propaguen a grandes distancias ni para que causen daños. Así, la mayoría pasan inadvertidos por las personas. Estos sismos ocurren contínuamente en los volcanes activos y como actividad premonitora de las erupciones.

En vista de que estos sismos tienen relación con los procesos eruptivos que se generan en la cámara magmática de los volcanes y por el ascenso de los materiales a través de la chimenea del volcán, la profundidad de los sismos de origen volcánico es superficial o muy somera.

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Fenómenos sísmicos

La deformación de los materiales rocosos produce distintos tipos de ondas sísmicas. Un deslizamiento súbito a lo largo de una falla, por ejemplo, produce ondas longitudinales de empuje-tiro (P) y transversales de cizalla (S). Los trenes de ondas P, de compresión, establecidos por un empuje (o tiro) en la dirección de propagación de la onda, causan sacudidas de atrás hacia adelante en las formaciones de superficie. Los desplazamientos bruscos de cizalla se mueven a través de los materiales con una velocidad de onda menor al agitarse los planos de arriba a abajo.

Cuando las ondas P y S encuentran un límite, como la discontinuidad de Mohorodovicic (Moho), que yace entre la corteza y el manto de la Tierra, se reflejan, refractan y transmiten en parte y se dividen en algunos otros tipos de ondas que atraviesan la Tierra. Los intervalos de propagación dependen de los cambios en las velocidades de compresión y de onda S al atravesar materiales con distintas propiedades elásticas. Las rocas graníticas corticales muestran velocidades típicas de onda P de 6 km/s, mientras que las rocas subyacentes máficas y ultramáficas (rocas oscuras con contenidos crecientes de magnesio y hierro) presentan velocidades de 7 y 8 km/s respectivamente.

Además de las ondas P y S —ondas de volumen o cuerpo—, hay dos ondas de superficie, ondas Love, llamadas así por el geofísico británico Augustus E. H. Love, que producen movimientos horizontales del suelo y las ondas Rayleigh, por el físico británico John Rayleigh, que producen movimientos verticales y son conocidas como ondas R. Estas ondas viajan a gran velocidad y su propagación se produce sobre la superficie de la Tierra.

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Medios de estudio

Las ondas sísmicas longitudinales, transversales y superficiales provocan vibraciones allí donde alcanzan la superficie terrestre. Los instrumentos sísmicos están diseñados para detectar estos movimientos con métodos electromagnéticos u ópticos. Los instrumentos principales, llamados sismógrafos, se han perfeccionado tras el desarrollo por el alemán Emil Wiechert de un sismógrafo horizontal, a finales del siglo XIX.

Algunos instrumentos, como el sismómetro electromagnético de péndulo, emplean registros electromagnéticos, esto es, la tensión inducida pasa por un amplificador eléctrico a un galvanómetro. Los registradores fotográficos barren a gran velocidad una película dejando marcas del movimiento en función del tiempo. Las ondas de refracción y de reflexión suelen grabarse en cintas magnéticas que permiten su uso en los análisis por ordenador.

Los sismógrafos de tensión emplean medidas electrónicas del cambio de la distancia entre dos columnas de hormigón separadas por unos 30 m. Pueden detectar respuestas de compresión y extensión en el suelo durante las vibraciones sísmicas. El sismógrafo lineal de tensión de Benioff detecta tensiones relacionadas con los procesos tectónicos asociados a la propagación de las ondas sísmicas y a los movimientos periódicos, o de marea, de la Tierra sólida. Invenciones aún más recientes incluyen los sismógrafos de rotación, los inclinómetros, los sismógrafos de banda ancha y periodo largo y los sismógrafos del fondo oceánico.

Hay sismógrafos de características similares desplegados en estaciones de todo el mundo para registrar señales de terremotos y de explosiones nucleares subterráneas. La Red Sismográfica Estándar Mundial engloba unas 125 estaciones.

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Aplicaciones

La investigación sismológica básica se concentra en la mejor comprensión del origen y propagación de los terremotos y de la estructura interna de la Tierra. Según la teoría elástica del rebote, la tensión acumulada durante muchos años se libera de manera brusca en forma de vibraciones sísmicas intensas por movimientos de las fallas.

Los temblores fuertes pueden, en segundos, reducir a escombros las estructuras de los edificios; por esto los geólogos e ingenieros consideran diversos factores relacionados con los sismos en el diseño de las construcciones, porque los diques, las plantas de energía nuclear, los depósitos de almacenamiento de basuras, las carreteras, los silos de misiles, los edificios y otras estructuras construidas en regiones sismogénicas, deben ser capaces de soportar movimientos del terreno con máximos estipulados.

Los métodos sísmicos de prospección utilizan explosivos para generar ondas sísmicas artificiales en puntos determinados; en otros lugares, usando geófonos y otros instrumentos, se determina el momento de llegada de la energía refractada o reflejada por las discontinuidades en las formaciones rocosas. Estas técnicas producen perfiles sísmicos de refracción o de reflexión, según el tipo de fenómeno registrado. En las prospecciones sísmicas de petróleo, las técnicas avanzadas de generación de señal se combinan con sistemas sofisticados de registro digital y de cinta magnética para un mejor análisis de los datos. Algunos de los métodos más avanzados de investigación sísmica se usan en la búsqueda de petróleo.

El perfilado sísmico de reflexión, desarrollado en la década de 1940 para la exploración petrolera, ha sido utilizado en los últimos años en investigación básica. En la actualidad hay programas destinados a descifrar la estructura de la corteza continental oculta que han usado esta técnica para sondear rocas a decenas de kilómetros de profundidad; con ellos se resuelven muchos de los enigmas sobre el origen y la historia de determinados puntos de la corteza terrestre. Entre los grandes descubrimientos obtenidos destaca una falla casi horizontal con más de 200 km de desplazamiento. Esta estructura, situada en el sur de los Apalaches de Georgia y de Carolina del Sur, representa la superficie a lo largo de la cual una capa de roca cristalina se introdujo en rocas sedimentarias como resultado de la colisión gradual entre América del Norte y África durante el pérmico, hace 250 millones de años.

Investigaciones llevadas a cabo en el mar del Norte, al norte de Escocia, han trazado estructuras aún más profundas, algunas se extienden bajo la corteza, dentro del manto terrestre, a casi 110 km de profundidad.

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Escalas de intensidad

Los sismólogos han diseñado dos escalas de medida para poder describir de forma cuantitativa los terremotos. Una es la escala de Richter —nombre del sismólogo estadounidense Charles Francis Richter— que mide la energía liberada en el foco de un sismo. Es una escala logarítmica con valores entre 1 y 9; un temblor de magnitud 7 es diez veces más fuerte que uno de magnitud 6, cien veces más que otro de magnitud 5, mil veces más que uno de magnitud 4 y de este modo en casos análogos. Se estima que al año se producen en el mundo unos 800 terremotos con magnitudes entre 5 y 6, unos 50.000 con magnitudes entre 3 y 4, y sólo 1 con magnitud entre 8 y 9. En teoría, la escala de Richter no tiene cota máxima, pero hasta 1979 se creía que el sismo más poderoso posible tendría magnitud 8,5. Sin embargo, desde entonces, los progresos en las técnicas de medidas sísmicas han permitido a los sismólogos redefinir la escala; hoy se considera 9,5 el límite práctico.

La otra escala, introducida al comienzo del siglo XX por el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli, mide la intensidad de un temblor con gradaciones entre I y XII. Puesto que los efectos sísmicos de superficie disminuyen con la distancia desde el foco, la medida Mercalli depende de la posición del sismógrafo. Una intensidad I se define como la de un suceso percibido por pocos, mientras que se asigna una intensidad XII a los eventos catastróficos que provocan destrucción total. Los temblores con intensidades entre II y III son casi equivalentes a los de magnitud entre 3 y 4 en la escala de Richter, mientras que los

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niveles XI y XII en la escala de Mercalli se pueden asociar a las magnitudes 8 y 9 en la escala de Richter.

Predicción de terremotos

Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, la antigua Unión Soviética y Estados Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En 1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a notarse cinco años antes. Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales. También hay un nuevo método en estudio basado en la medida del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones no sean siempre acertadas.

ESTUDIOS SISMOLOGICOS EN CHILE

Predictibilidad Estacional De Anomalias Pluviometricas Y Termicas De Las Regiones Norte Y Central De Chile, Duración: 1996 – 1997

Resultados de diversos estudios de diagnóstico climático han demostrado la existencia de un significativo impacto de perturbaciones climáticas de escala global, específicamente el fenómeno El Niño/Oscilación del Sur (ENOS), en la variabilidad interanual de la precipitación y de la temperatura del aire en los sectores norte y central de Chile. Por otra parte, como resultado del intenso esfuerzo de investigación durante las décadas recientes para avanzar en el conocimiento de los mecanismos que determinan la variabilidad interanual del sistema océano-atmósfera en el Pacífico ecuatorial central, se ha demostrado que éste tiene una predictabilidad significativa en escalas de tiempo de meses y hasta de un año. En base a estos antecedentes, y a partir de la experiencia acumulada en trabajos previos, se plantea como objetivo general de esta investigación evaluar las características espaciales y temporales de predictabilidad estacional de la precipitación y de las temperaturas extremas en las regiones antes mencionadas. Para esto se utilizan diversos modelos estadísticos de pronóstico estacional, basados en el uso de técnicas de análisis multivariado, cuyo objetivo es anticipar en forma probabilística las anomalías pluviométricas y térmicas definidas en forma de categorías, como condiciones normales, sobre lo normal, o bajo lo normal. La eventual implementación de un modelo climático de esta naturaleza puede tener un significativo impacto en diversas áreas productivas.

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Sismicidad Superficial En Chile Central: Origen E Implicancias

Duración: 1995 - 1996

El principal objetivo de esta propuesta es determinar y cuantificar la actividad sísmica superficial que ocurre en la zona cordillerana de Chile central. En la actualidad se conoce muy pobremente el ambiente tectónico que genera esta actividad sísmica y no existe un modelo de stress regional. Proponemos estudiar dicha sismicidad utilizando catálogos mundiales y locales en forma adicional a la adquisición de datos a través de la instalación de redes portátiles. Los resultados se integrarán con antecedentes geológicos y aquellos proporcionados por imágenes satelíticas. Las implicaciones de los resultados de este proyecto no solamente son interesantes desde un punto de vista científico sino que son pertinentes a la estimación del peligro sísmico en la región, que continuamente incrementa su importancia debido a los desarrollos en infraestructura de plantas de energía hidroeléctrica, fuente de abastecimiento de agua potable para Santiago y compañías mineras.

Microsismicidad, Estructura De Velocidades Y Tectonica

En El Segmento Norte De La Zona De Ruptura Del Terremoto

De 1877: Arica-Chile año 1996 - 1997

El objetivo de este proyecto es instalar una densa red sísmica temporal en el segmento norte del área de ruptura del terremoto de 1877 durante dos meses, para determinar las características sismotectónicas de la brecha sísmica del Norte de Chile utilizando la actividad microsísmica registrada por redes locales. Los resultados de este proyecto serán analizados en conjunto con aquellos obtenidos en tres proyectos anteriormente realizados en el área (Antofagasta, 1988: Iquique, 1991; Cordillera de Domeyko, 1994) con el objeto de obtener una visión global de los procesos tectónicos y geodinámicos de esta región. La red sísmica propuesta consiste de aproximadamente 60 estaciones analógicas y digitales, permitiendo una excelente oportunidad de registrar eventos sísmicos desde la costa hasta el Altiplano. Con los datos registrados, se realizará una tomografía y una inversión conjunta de hipocentros en la región de Arica, obteniéndo de este modo modelos de velocidades de ondas P y S de la placa de Nazca. Se determinará la distribución de esfuerzos a lo largo de la placa en subducción y se analizarán las características del contacto sismogénico interplaca, además de la zona de transición de la parte donde se desacopla la placa en subducción y los eventos sísmicos más profundos, donde se analizará la posible presencia de una zona sísmica doble bajo el cinturón volcánico Andino.

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Características Sismotectonicas De La Brecha Sismica De Pichilemu –

Constitución, Chile Central: Segmento Sur No-Activado De La Zona

De Ruptura Del Gran Terremoto De 1906.

1995 – 1996

La zona de Pichilemu-Constitución (34°-35°S) ha sido identificada como una brecha sísmica con alto potencial para la ocurrencia de un futuro terremoto. Esta región corresponde al segmento sur de la zona de ruptura del gran terremoto de 1906 en Chile central, el cual no ha experimentado grandes eventos desde entonces. Se plantea la instalación de una red temporal de 15 estaciones sismológicas digitales y analógicas en este brecha. La sismicidad registrada será analizada para conocer el régimen sismotectónico de la región. Las características de los segmentos norte y central de la zona de ruptura de 1906, activadas en 1971 y 1985 respectivamente, serán comparadas con aquellas observadas en la brecha sísmica de Pichilemu-Constitución. Se realizará una inversión simultánea de hipocentros y estructura de velocidades de ondas de cuerpo y se analizará la distribución de esfuerzos en toda la zona de la ruptura del terremoto de 1906, con el objeto de caracterizar el contacto sismogénico interplaca en Chile central.

El Ciclo Sísmico En El Sur De Chile: Evolucion Y Monitoreo 1994 - 1996

La región Constitución-Concepción es parte de una brecha sísmica que se extiende por el norte hasta Pichilemu (34.3°-37.0°S) y estudios recientes indican una alta probabilidad de ocurrencia de un sismo mayor alrededor de los inicios del próximo siglo. A pesar de haber sufrido numerosos terremotos en el pasado, poco se conoce sobre el comportamiento de la sismicidad de menor magnitud en esta zona. Nuestro interés es realizar observaciones sismológicas, geodésicas y geológicas con el fin de poder estimar la posible región de ruptura en el próximo evento sísmico que acontezca en el área. Un evento de esta naturaleza producirá importantes daños en toda la zona epicentral y podría generar un tsunami afectando las ciudades del litoral chileno. El estudio se enfocará en tres actividades principales:

1. Sismicidad. Se propone realizar dos campañas de estudios de sismicidad con el objeto de identificar su origen y distribución espacial, y si es posible, determinar los mecanismos de foco de los eventos.

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2. Geodesia. Se establecerá una red GPS para determinar la tendencia a largo plazo de las deformaciones de la corteza terrestre. Un estudio similar se realiza actualmente en la brecha sísmica del norte de Chile.

3. Sismotectónica. Se propone utilizar métodos bien establecidos y reconocidos para determinar la paleosismicidad de la brecha sísmica.

Estudio Geofísico Integrado Del Segmento (38°S-42°S)

De Los Andes Centrales 1995 - 1997

El segmento que se investiga 38°S-42°S corresponde a uno de los más activos sísmicamente que se manifiesta cada cierto tiempo mediante terremotos de gran magnitud, causados por el movimiento relativo de la placa Sudamericana y de la placa de Nazca que deriva hacia el Este. Esto produce como consecuencia un cambio importante en las estructuras litosféricas componentes del segmento considerado.

El objetivo principal de este proyecto es estudiar las estructuras litosféricas existentes en el margen continental de Sudamérica y su relación con el campo gravitatorio, el equilibrio isostático y morfología de la región.

La geodinámica del segmento considerado en el estudio involucra la cadena de volcanes activos como el Lonquimay, Llaima, Villarrica, Quetrupillan, Choshuenco, Puyehue, Osorno y Calbuco entre otros. También se encuentra inserto en dicho segmento la zona de debilitamiento Liquiñe-Ofqui. Los datos fundamentales que se consideran en el proyecto son los de gravedad que junto con otros datos geofísicos disponibles en la región servirán para modelar tridimensionalmente las estructuras litosféricas. Adicionalmente se estudiará la conducta isostática de la corteza cuyo cálculo podrá dar información de los patrones isostáticos de los Andes en la región.

ENERGÍA

Si bien la escala de magnitud compara cuantitativamente grandes y pequeños terremotos, dice muy poco acerca de las características físicas de sus fuentes. Por lo tanto, para tener una mayor precisión de las características sísmicas, es necesario relacionar la escala de magnitud a un parámetro físico básico como lo es la energía.

La energía liberada en un terremoto, se puede correlacionar con su tamaño, medido por la escala de magnitud sísmica; si bien dicha correspondencia no resulta muy exacta, aún así es de utilidad para estimar la cantidad de energía liberada por los terremotos.La relación que los sismólogos indican como más adecuada entre magnitud MS y energía liberada E, es la siguiente:

(1)

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Se observa que si MS se incrementa en una unidad, la energía E es magnificada por un factor de 101,5, es decir casi 32 veces (Tabla 1). En otras palabras, la energía sísmica de un terremoto de M = 6 es cerca de 32 veces mayor que la de un terremoto de M = 5 y 1.000 veces mayor que la de uno de M = 4.

La cantidad de energía de un terremoto puede ser representada con bastante exactitud por el volumen de una esfera, el cual viene expresado por:

(2)

Donde: R = Radio de la esfera. Con esta consideración; si a la energía liberada por un terremoto de magnitud M = 2, cuya energía E = 6,3 x 1014 ergios, se la representa por el volumen de una esfera del tamaño de una pelota de golf, que tiene un radio aproximado de 2,5 cm; la energía liberada por el terremoto de Caucete del 23 de noviembre de 1977, que tuvo una magnitud MS = 7,4 (E = 7,9 x 1022 ergios), estará representada, aproximadamente, por una esfera de 12,50 metros de radio. Momento Sísmico (MO) y Magnitud Momento (MW)

Para grandes terremotos las escalas de magnitud mb (magnitud obtenida a partir de las ondas de cuerpo), como la MS (magnitud a partir de las ondas superficiales) no dan una real y exacta dimensión del tamaño de un terremoto, por tal razón los sismólogos modernos se inclinan al estudio de dos parámetros diferentes para describir los efectos físicos de un terremoto: el Momento Sísmico, que está directamente relacionado con el proceso de ruptura de la falla, y la energía radiada.

Momento Sísmico, MO:

La orientación y la dirección de la falla, y el tamaño del terremoto se pueden describir mediante la geometría de la falla y el momento sísmico:

MO = m .S < d>

Donde m (mu) es la rigidez de la roca, S es el área de la falla y < d> es el promedio del desplazamiento de la falla. El Momento MO es una medida con mayor consistencia para medir el tamaño de un terremoto que la magnitud, y algo muy importante es que el momento no tiene intrínsecamente límite superior. Esto ha permitido el surgimiento de una nueva escala de magnitud basada en el momento sísmico, y es la llamada Magnitud Momento MW

Magnitud Momento, MW:

Resulta más adecuado y consistente medir el tamaño de un terremoto a partir de la Magnitud Momento que a partir de la Magnitud MS. La ecuación de MW responde a: MW = 2/3 log10 (MO) –10,7

El Momento Sísmico de los dos mayores sismos reportados durante este siglo son:

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Chile-Valparaíso- (22-5-1960), con MO = 2,5 x 1030 dyn.cm (dyna x centímetros), con MS = 8,5 y MW = 9,5.

Alaska (27-3-1964), con MS = 8,3 y MW = 9,2, con un valor de MO comprendido entre 1028 y 1029 dyn . cm.

Sismicidad histórica Ecuador

Antes de la aparición de los instrumentos de medida, los sismómetros, se conocía de la ocurrencia de los eventos sísmicos por los efectos que dejaban sobre las personas, las propiedades o el medio-ambiente. En épocas recientes, este tipo de datos se encuentran en archivos históricos, pero para el caso de eventos de mayor antiguedad, solo se tiene información si estos dejaron su huella en el medio-ambiente, este es el caso de eventos sísmicos de gran magnitud ocurridos hace miles de años.

La historia sísmica del Ecuador está llena de dolorosas experiencias, producto de grandes catástrofes que dejaron a su paso muerte y destrucción a lo largo y ancho de todo el territorio nacional. En términos generales, si tomamos en cuenta los temblores de pequeña magnitud que no son sentidos por las personas y son detectados únicamente por los sismógrafos, el número de sismos que se registran en nuestro territorio pueden sumar decenas de miles por año. Dentro de esta gran cantidad de actividad sísmica, de tiempo en tiempo ocurren grandes terremotos, cuya historia se inicia en 1541. Hasta la actualidad, en un lapso de 458 años, han ocurrido en nuestro territorio 37 terremotos de intensidad igual o mayor a VIII (Escala Internacional de Mercalli), grado a partir del cual, los efectos son de consideración. Y si se toma en cuenta los sismos a partir de la intensidad VI, (que es el grado desde el cual se presentan daños leves), hay que añadir 96 eventos que han causado daños desde leves hasta moderados.

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Es imposible cuantificar las pérdidas materiales ocasionadas por estos terremotos, y en lo referente a las pérdidas de vidas, éstas superan las 80.000 muertes.

Sismicidad Instrumental

El monitoreo de la sismicidad existente en el Ecuador se la realiza utilizando la Red Nacional de Sismógrafos (RENSIG) y Acelerógrafos, actualmente conformada por 42 estaciones sísmicas telemétricas de uno y de tres componentes de período corto localizados en el territorio ecuatoriano, de manera especial en fuentes sísmicas importantes  y en los volcanes activos de mayor peligro para la población . Además se cuenta con 10 acelerógrafos.  La información obtenida por los sensores sísmicos se somete a procesamiento utilizando  herramientas adecuadas. Toda esta información puede ser obtenida del catálogo sísmico que posee el Instituto Geofísico y que está disponible para la comunidad.

 

Red Nacional de Sismógrafos (RENSIG)

La instalación de la Red Nacional de Sismógrafos empezó a finales de la década de los 70, y está conformada por diferentes tipos de instrumentos que se han instalado paulatinamente. Uno de sus objetivos fundamentales es el monitoreo sísmico permanente (24 horas - 365 días al año) de la actividad de origen tectónico y volcánico del territorio

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nacional. Lso datos obtenidos en tiempo real de esta red permiten calcular datos hipocentrales, magnitudes, mecanismo focales, entre otros parámetros.

El fortalecimiento de esta red inició en el año 2008 mediante la ejecución del proyecto de "Fortalecimiento del Instituto Geofísico: ampliación y modernización del Servicio Nacional de Sismología y Vulcanología" financiado por el SENESCYT. Entre los objetivos principales de dicho proyecto fue la modernización y ampliación de la RENSIG, lo que ha permitido tener una red que cubra todo el Ecuador con estaciones de última generación, las cuales, a más de contar con una mejor caracterización de los parámetros sísmicos, podrán aplicar nuevas metodologías de investigación sobre el origen de los fenómenos sísmicos en el Ecuador.

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Mapa con la distribución de las estaciones que conforman la RENSIG. Información actualizada a junio 2012

La RENSIG se encuentra conformada por:

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53 estaciones digitales de banda ancha. Proyecto de Fortalecimiento del Instituto Geofísico: ampliación y modernización del Servicio Nacional de Sismología y Vulcanología financiado por la SENACYT.

2 estaciones digitales de banda ancha y sensores acelerográficos (OTAV en Otavalo y PAYG en Galápagos) que forman parte de la red mundial de sismógrafos. (IRIS: Incorporated Research Institution for Seismology).

9 estaciones digitales multiparamétricas compuestas por sensores sísmicos de banda ancha, GPS y acelerógrafos. Proyecto “Variabilidad del proceso de subducción y potencial sísmico a lo largo del margen de Los Andes del norte”, Geoscience Azur (Nice Francia) y el Instituto Geofísico. Estas estaciones permanecerán por tiempo indefinido en el Ecuador.

4 estaciones digitales de banda ancha (30 seg.) al sur del Ecuador (Arenillas, Yantzaza, Playas y Catamayo). Programa DIPECHO - CRS.

3 estaciones digitales de banda ancha e infrasonido en Riobamba (RIOE), Macas (MACE y Lita (LITE). Geological Survey of Canada, la University of Hawaii y la University of Mississippi.

3 estaciones digitales de banda ancha en Yaguarcocha (YAGU), volcán Imbabura (IMBA) y Urcuquí (URCU). Proyecto Multinacional Andino Geociencias para las Comunidades Andinas.

13 estaciones analógicas de período corto (1 Hz) de un solo componente y 4 estaciones de tres componentes de período corto (1 Hz).

5 estaciones con sensores de 5 segundos y de tres componentes, ubicadas en Bahía, Jama, Río Verde, Golondrinas y Punta Galeras. Programa DIPECHO.

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Contexto Geodinámico Actual

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Señales Sísmicas

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Espectrogramas

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Escala de Mercali

Grado Efectos

I IMPERCEPTIBLE. Detectado solo por los sismógrafos.

II APENAS PERCEPTIBLE. Sentido solo por personas en reposo, especialmente en pisos altos.

III DEBIL, SENTIDO PARCIALMENTE. Sentido por pocos en interiores. Objetos colgantes oscilan levemente. Oscilaciones mayores en pisos altos.

IV SENTIDO POR MUCHOS. Sentido por muchas personas pero pocas se asustan. Vibración como el paso de un vehículo pesado. Vibración de puertas y ventanas. Crujido de pisos.

V PERSONAS SE DESPIERTAN. Sentido por todas las personas. Algunas personas corren hacia el exterior. Objetos inestables se desplazan o se viran. Se riegan líquidos. Algunos péndulos se paran. Posibles daños leves en casas de mala calidad.

VI PERSONAS SE ASUSTAN. Alarma. Muchos corren al exterior. Algunos pierden el equilibrio. Fisuras en enlucidos y tumbados, pueden desprenderse algunos trozos. En algunos casos pueden aparecer grietas hasta de 1 cm, en terrenos flojos.

VII DAÑOS EN LOS EDIFICIOS. Alarma general. Muchas personas tienen dificultad al caminar. Daños leves en algunos edificios de concreto y en muchos de ladrillo. Efectos serios en construcciones de adobe. Grietas en las paredes de ladrillo o bloque. Deslizamientos pequeños en taludes. Grietas pequeñas en carreteras. Se forman olas en el agua.

VIII DAÑOS SEVEROS EN EDIFICIOS. Susto general y pánico. Sentido en vehículos en marcha. Se mueven muebles pesados. Daños considerables en mampostería de edificios de ladrillo y de concreto, destrucción parcial de casas de adobe o tapia. Se rompen tuberías. Derrumbes en pendientes y taludes. Grietas de varios centímetros en el terreno.

IX DAÑO GENERAL EN EDIFICIOS. Pánico general. Los animales se asustan. Muebles destruidos. Destrucción parcial de muchos edificios de ladrillo. Colapso total de construcciones de adobe. Grietas en terreno hasta de 10 cm. Muchas grietas en terreno llano. Muchos derrumbes y deslizamientos

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importantes. Grandes olas en la superficie del agua.

X DESTRUCCION GENERAL DE EDIFICIOS. Destrucción parcial de edificios bien construidos y total en construcciones de menor calidad. Colapso total de la mayoría de construcciones de adobe. Daños severos en represas, diques y puentes. Rieles del tren se deforman. Grietas hasta de un metro en el terreno. Grandes deslizamientos en laderas y orillas de ríos.

XI CATASTROFE. Daños severos incluso en edificios reforzados. Edificios de buena calidad pueden colapsar totalmente. Destrucción de puentes bien construidos y represas. Carreteras destruidas. El terreno se fractura considerablemente. Derrumbes de grandes proporciones.

XII DESTRUCCION TOTAL, CAMBIO EN EL PAISAJE. Graves daños o destrucción total de todas las estructuras ubicadas sobre o bajo el nivel del suelo. Cambia radicalmente la superficie del terreno. Amplios movimientos verticales del terreno. Cambio radical en la topografía.

Sismicidad en el EcuadorSismicidad es el estudio de los sismos que ocurren en algún lugar en específico. Un lugar puede tener alta o baja sismicidad, lo que tiene relación con la frecuencia con que ocurren sismos en ese lugar. Es el nombre técnico usado en sismología para señalar una determinada «cantidad de sismos en un lugar». Un estudio de sismicidad es aquel que muestra un mapa con los epicentros y el número de sismos que ocurren en algún período. La sismicidad, además, tiene ciertas leyes. Una de las más usadas es la ley de Charles Francis Richter que relaciona el número de sismos con la magnitud.

El Ecuador se encuentra ubicado en una zona de alta sismicidad lo cual es muy notorio, ya en las últimas décadas fue afectado por terremotos de gran magnitud. Es por esta razón que la coexistencia con la actividad sísmica pasó a ser parte de la cultura ecuatoriana. Grandes terremotos que ocurrieron acarrearon destrucción, daños a toda escala y lo más grave, pérdidas humanas, de ahí la importancia de presentar a la población, información adecuada para generar los mecanismos de mitigación apropiados en caso de suscitarse un terremoto. Se hace indispensable por tanto evaluar adecuadamente el Peligro Sísmico en el Ecuador; para ello se requiere recopilar información detallada de terremotos ocurridos en épocas anteriores, desplegar instrumental sísmico para determinar el nivel de sismicidad actual, evaluar el mecanismo de subducción de tal forma que se pueda identificar regiones de alto potencial sísmico, todo esto

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finalmente se deriva en un modelo de régimen tectónico que eventualmente permitirá estimar el Peligro Sísmico.

1534 Primera erupción histórica del Cotopaxi.1541 Terremoto en la Tierra de los Quitus, en las cercanías del Antisana.1557 Sismos en los alrededores del Tungurahua, y probablemente erupción del volcán.1566 Erupción del Pichincha.1575 Gran erupción del Pichincha.

1582 Erupción del Pichincha.1587 Gran terremoto en Quito.1640 Hundimiento del pueblo Cacha, en las cercanías de Riobamba.1641 Erupción del Tungurahua.1645 Sismos en el centro de la sierra. Quito y Riobamba son las ciudades más afectadas.1660 Gran erupción del Pichincha. Derrumbe del Sincholagua.1662 Terremoto en Quito.1678 Terremoto en Quito.1687 Terremoto en Ambato, Pelileo y Latacunga.1689 Hundimiento del pueblo de Ticsan cerca de Alausí.1691 Avenidas de lodo desde Imbabura.1698 Terremoto de Riobamba, Ambato y Latacunga. Derrumbamiento del Carihuairazo e inundación de Ambato.

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1703 Terremoto en Latacunga.1725 Erupción del Quilotoa.1728 Erupción del Antisana. Incremento de la actividad volcánica del Sangay.1736 Terremoto en la actual provincia de Cotopaxi.1739 Gran erupción del Sangay.1740 Nueva erupción del Quilotoa.

1742-44 Erupciones del Cotopaxi.1749 Terremoto en Loja.1755 Gran sismo en Quito.1757 Terremoto en Latacunga.1766 Temblor fuerte en la provincia de Imbabura.1768 Gran erupción del Cotopaxi.1773 Erupción del Tungurahua.1776 Erupción de Tungurahua.1781 Nueva Erupción del Tungurahua.1797 Cataclismo sísmico en el centro de la sierra. Riobamba es destruida.

1840 Fuerte sismo en el Tungurahua. Las ciudades más afectadas son Patate y Pelileo.1855 Erupción del volcán Cotopaxi.1856 Terremoto en Cuenca que afecta también Riobamba, Alausí y Guaranda.1859 Terremoto en la ciudad de Quito.1868 Terremoto en la provincia de Imbabura: son destruidas las ciudades de Otavalo, Atuntaqui e Ibarra. Mueren 20.000 personas.1877 Erupción del volcán Cotopaxi.1886 Gran erupción del volcán Tungurahua.1913 Sismos al sur de la Provincia del Azuay.1916-18 Erupciones del Tungurahua.1923 Terremoto en Tulcán1926 Erupciones en el Reventador1938 Sismo en el valle de los Chillos.1942 Sismo en la costa del Guayas y Manabí. Las ciudades afectadas son Guayaquil y Portoviejo.1944 Sismo en la provincia de Cotopaxi. Las poblaciones más afectadas son Pastocalle, Toacaso, Saquisilí y Lasso.1949 Fuerte terremoto en las provincias de Cotopaxi, Chimborazo, Tungurahua, Napo y Pastaza. Se destruye la ciudad de Ambato y Pelileo.1958 Maremoto frente a las costas de Esmeraldas.1970 Sismo en la frontera sur. Ciudades de norte del Perú y de la provincia de Loja sufren importantes estragos.1987 Sismos de fuerte intensidad a las provincias de pichincha, Imbabura, Carchi y Napo. Se destruye el oleoducto.1996 Terremoto en la provincia de Cotopaxi. El cantón Pujilí es el más afectado.1998 Reactivación volcánica del Guagua Pichincha.1999 Reactivación volcánica del Tungurahua.(Tomado de: Compilador Manuel Espinosa Apolo, Historia de los terremotos y las erupciones volcánicas en el Ecuador Siglo XVI-XX, Crónicas y relaciones de Kolberg, Martínez, Whymper, Wolf, Iturralde y otros, Edit. Taller de Estudios Andinos, Quito, 2000)

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Mapa de Riesgo sísmico en el Ecuador

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Terremotos de los últimos 50 años en el Ecuador

Un terremoto (del latín: terra «tierra» y motus «movimiento»), también llamado seísmo o sismo (del griego σεισμός: «temblor» o «temblor de tierra») es un fenómeno de sacudida brusca y pasajera de la corteza terrestre producido por la liberación de energía acumulada en forma de ondas sísmicas. Los más comunes se producen por la ruptura de fallas geológicas. También pueden ocurrir por otras causas como, por ejemplo, fricción en el borde de placas tectónicas, procesos volcánicos o incluso ser producidos por el hombre al realizar pruebas de detonaciones nucleares subterráneas.

El punto de origen de un terremoto se denomina hipocentro. El epicentro es el punto de la superficie terrestre directamente sobre el hipocentro. Dependiendo de su intensidad y origen, un terremoto puede causar desplazamientos de la corteza terrestre, corrimientos de tierras, tsunamis o actividad volcánica. Para la medición de la energía liberada por un terremoto se emplean diversas escalas entre las que la escala de Richter es la más conocida y utilizada en los medios de comunicación.

Tabla de Efectos causados por los terremotos con magnitud VIII o superior en Ecuador

1958-01-19Terremoto destructor en Esmeraldas. Colapso total de casas antiguas y parcial de construcciones nuevas y edificios.

Cuarteamientos en edificios.

Grietas de alguna consideración en calles de tierra. Derrumbes y deslizamientos en cerros y taludes, interrumpen varios caminos.

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Los efectos se extendieron a la provincia de Imbabura y al departamento de Nariño, Colombia.

Tsunami arrasa 4 cuadras de la ciudad de Esmeraldas y destruye varios barcos.

Se reportaron muertos en varias localidades, a causa del terremoto y el tsunami.

1964-05-19Sismo fuerte con epicentro en la provincia de Manabí, donde varias poblaciones resultaron muy afectadas.

Sentido con fuerza en toda la Región Costa. También fue fuerte en la parte Norte y centro del valle Interandino.

1970-12-10Terremoto con epicentro en la costa Norte del Perú, con serios efectos en el Sur del Ecuador, en especial en las provincias de Loja y El Oro, además de los departamentos fronterizos peruanos.

Varias cabeceras cantonales y parroquias de Loja quedaron destruidas casi completamente. Cayeron casas y templos hasta los cimientos. Edificios de buena calidad semidestruidos o seriamente afectados.

Grandes grietas y deslizamientos de taludes y laderas, interrumpen muchas carreteras en Loja.

Pequeñas licuefacciones. Poblaciones costaneras de la provincia de El Oro y el Golfo de Guayaquil, reportaron la generación de un tsunami de poca magnitud.

Aproximadamente 40 muertos y casi un millar de heridos, sumados entre Ecuador y Perú.

Las pérdidas materiales fueron cuantiosas y el impacto socioeconómico incalculable.

1987-03-06Gran terremoto de la provincia del Napo, donde se presentaron los efectos más severos.

También hubo serios daños en ciudades y poblaciones de las provincias de Sucumbíos, Imbabura, Pichincha y el este del Carchi.

Destrucción de varios tramos del oleoducto Trans-Ecuatoriano, que obligó a la suspensión del bombeo de petróleo por varios meses, con serios efectos en la economía nacional.

Destrucción de carreteras y puentes. Muchos pueblos quedaron aislados.

Colapso total de muchas casas, especialmente en el sector rural. Gran cantidad de casas sufrió destrucción parcial. Daños de consideración en templos coloniales, en Quito y otras ciudades de la provincia de Imbabura.

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Grandes deslizamientos de tierra en taludes de carreteras y laderas de montes en la Región Oriental, destruyendo casas, sembríos, etc.

Gran cantidad de muertos y desaparecidos.

1995-10-02Terremoto con epicentro en una zona despoblada de la cordillera de Cutucú. Grietas y deslizamientos de tierra.

Daños de consideración en Macas, Sucúa, Méndez y aldeas de la región. Colapso del puente del río Upano en Macas.

1998-08-04

Terremoto de severas consecuencias en la provincia de Manabí. Gran destrucción de edificios en Bahía de Caráquez. Daños graves en Canoa, San Vicente y localidades cercanas. En otras ciudades de Manabí los daños fueron de menor proporción.

LA SISMICIDAD SIEMPRE ACECHA AL ECUADOR

Cada 48 horas se registra un movimiento telúrico mayor a los 4.0 grados en la escala de Richter en alguna parte del territorio continental ecuatoriano o en sus aguas cercanas. Solo en 1999 se sintieron 242 movimientos, con un promedio mensual de 20 sismos. En los primeros ocho meses de este año los cincuenta sismógrafos distribuidos en las cuatro regiones del país, registraron 148, con un promedio de 18 por mes. De acuerdo con Hugo Yépez, estos movimientos no son provocados por eventos volcánicos, si no que se consideran de carácter tectónicos. El Ecuador se encuentra ubicado en una zona de alto riesgo, a 1 200 km del otro lado de las Galápagos. Es una enorme capa de corteza submarina que hace fuerza contra la parte continental para penetrarla como cuña hasta seis centímetros cada año.

Esa es precisamente una de las intensas fuentes de movimientos sísmicos que no solo expone a los ecuatorianos al riesgo de terremotos, sino a los países ubicados entre Chile y Colombia, en la parte sudamericana, así como a los del norte del continente.

Históricamente ocurrieron grandes desastres en Ecuador, pero el más destructor fue el de 1906, cuyo epicentro estuvo en Esmeraldas y que aún se lo ubica como el quinto terremoto más poderoso de la historia instrumental de la sismología en el mundo. Un evento de similar condiciones se espera para los próximos años.

Un pronóstico hecho por Stward Nishenko ubica cuatro sitios en el mundo que tienen alta potencialidad sísmica. Uno de ellos es Esmeraldas. Este científico de ascendencia rusa, nacionalizado estadounidense, hace un pronóstico de la ocurrencia de terremotos, a nivel de la cuenca del Oceáno Pacífico y considera que en la zona que empieza en Jama, Manabí, hacia el norte hasta Tumaco, se podría desatar entre 1990 al 2000, un gran terremoto de magnitud mayor o igual a 7.7. Aunque algunos científicos ecuatorianos consideran que el

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sentido el 4 de agosto de 1998 en Bahía de Caráquez, con una intensidad de 7.1 en la escala de Richter, desestimuló los mecanismos para ese gran evento. Sin embargo, los tres movimientos que ocurrieron entre el 20 y 28 de septiembre del 2000, con intensidad de 5.4, 4.7 y 5.1, con epicentros en Valdivia y El Triunfo (Guayas) y Bahía de Caráquez (Manabí), ponen en alerta a los científicos ecuatorianos. Solo en Guayaquil los daños económicos por un temblor en una escala superior a los 7.5 grados generaría pérdidas totales directas e indirectas de hasta de 2 mil millones de dólares. Esos son los cálculos hechos en el estudio ¿Hacia la definición del Riesgo Sísmico de Guayaquil?, elaborado por técnicos de la Universidad Católica y el Municipio de Guayaquil. Es precisamente en Guayaquil, donde se elaboró el primer mapa de amenazas naturales. Ahí se registraron cuatro orígenes de desastres, uno de ellos son los movimientos sísmicos, en el que se ubican 24 epicentros históricos (superiores 4.0 en la escala Richter) y 6 fallas geológicas, capaces de generar actividad sísmica.

El 15 de junio de este año, la Dirección Nacional de Defensa Civil, propuso que los municipios, consejos provinciales y cámaras de la construcción de todo el país elabore un mapa similar. Pero Amador Aguilera, del Comité Ecuatoriano de Ciencias Geológicas, coordinador en la Defensa Civil del Guayas, dice que para levantar un mapa como el de Guayaquil necesita una inversión de 200 mil dólares. Según Aguilera, difícilmente otros municipios que no sean el de Guayaquil, Quito o Cuenca, tendrían para financiar las investigaciones que se requieren. La Escuela Politécnica Nacional (EPN), Instituto Oceanográfica de la Armada (Inocar) y Petroecuador, con financiamiento del Instituto Francés para la Investigación (IRD, por sus siglas en inglés) trabajan en un proyecto de investigación sobre la vulnerabilidad sísmica. Comenzó en marzo de 1998, con un recorrido por las costas ecuatorianas.

De los 148 sismos con intensidad mayor a los 4.0 grados en los primeros ocho meses del 2000, la ciudad con mayor registro es Esmeraldas, con 32 movimientos cuyos epicentros estuvieron en áreas cercanas. En segundo lugar con mayor registro aparece la ciudad de Macas, en el oriente ecuatoriano, con 17 sismos en los alrededores. En Portoviejo la tierra se movió en 16 oportunidades. Machala en la provincia de El Oro, y al norte del país, el número de sismos fue 10. En Guayaquil se registraron 6 sismos. En Quito 4 sismos cercanos y en Riobamba 9 epicentros. La mayor parte de estos sismos no es perceptible a los ciudadanos, pero sí registrados por los sismógrafos, cuya capacidad es precisamente captar movimientos de baja intensidad. A estas cifras hay que sumar los 3 movimientos de septiembre de este año. Dos en la provincia del Guayas y un tercero en Manabí.

Finalmente el fenómeno sísmico que más ha llamado la atención es el de Bahía de Caráquez donde se han producido aproximadamente 356 sismos de baja intensidad en tan solo cinco días. Esto se debe a la posición de la zona de subducción entre las capas tectónicas de Nazca y Sudamericana, a lo cual se debe agregar el complejo sistema de fallamiento superficial del territorio nacional, que tiene un aproximado de 120 fallas geológicas.

Solo la zona de subducción afecta aproximadamente entre 300 y 400 kilómetros a lo largo y ancho del continente, esto quiere decir que un movimiento en esta zona, puede producir

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réplicas en este perímetro, muestra de ello es lo que sucedió en el terremoto de 1906 en donde el movimiento alcanzó hasta Buenaventura en Colombia.

"El hecho de que las placas continúen en movimiento hace que nos debamos acostumbrar a vivir en sismicidad constante", dijo Alexandra Alvarado, sismóloga del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional. Pero esta sismicidad no debe ser necesariamente alarmante, pues la mayoría de esta actividad es microsísmica.

Sin embargo, se debe tomar en cuenta que no toda la actividad sísmica parte de la zona de subducción, sino también de la actividad volcánica, la cual no está necesariamente vinculada con erupciones constantes, sino por la presión de la materia magmática que se encuentra en el interior de los volcanes.

Cualquiera sea el origen de la actividad sísmica, el Ecuador debe estar preparado pues los eventos continuarán repitiéndose con mayor o menor frecuencia e intensidad.

Historia con sismos

Ecuador es un país sísmico, así lo demuestran los eventos telúricos sucedidos en 1906, 1958 y 1976 en Esmeraldas; 1942 y 1980, en Guayaquil; 1949, Ambato; 1970, Loja; 1987, Amazonia; 1990, Quito; y, el más reciente, en Bahía de Caráquez en 1996, según un estudio del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional realizado en 1999. Estos datos fueron tomados como referencia de la sismicidad ecuatoriana solo en este siglo, cuya causa principal es la zona de subducción entre las placas de Nazca y Sudamericana "La placa de Nazca se mueve un promedio de 78 milímetros por año", afirma Alexandra Alvarado, sismóloga del Instituto Geofísico. Pero, este movimiento no tiene una velocidad determinada, esto hace que si la placa recorre un gran espacio la sismicidad sea fuerte.

En un informe Jorge Acosta, geólogo del Centro de Levantamientos Integrados de Recursos Naturales por Sensores Remotos (Clirsen ), ve a los sismos generados en Pelileo, 1949; Esmeraldas,1958, 1976; Alausí, 1961; Pastocalle, 1976; la zona del Reventador 1987; y, en la actualidad, la reactivación de los volcanes Guagua Pichincha y Tungurahua, como la causa de desequilibrios en los aspectos social, económico y ambiental, sin que importe mucho si su origen es volcánico o tectónico, los resultados son siempre catastróficos.

Las placas tectónicas imponen la sismicidad

Alfred Wegner, en 1912, planteó que las doce grandes zonas de la corteza terrestre, denominadas placas tectónicas, están en continua modificación. Este cambio continuo dio paso a la formación de los continentes a partir del único llamado Pangaea. Tal formación se dio hace miles de millones de años. Sin embargo, el movimiento de las placas no se detiene.

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Estos eventos originan dos zonas básicas, la una, se denomina dorsal, en donde dos placas tectónicas se encuentran y rozan. La otra, es la zona de subducción, en donde al encontrarse dos placas la una se superpone a la otra, (casi siempre la más pesada se va al fondo).

Los terremotos, se producen entonces, por la liberación brusca de energía por contacto de las placas tectónicas (a más de 60 kilómetros de profundidad). A continuación estos sismos producen ondas de varios tipos que se propagan a partir del foco en todas las direcciones. Un registro de ondas sísmicas refleja el efecto combinado del mecanismo de rotura en el foco, de la trayectoria de propagación.

Pero el movimiento no se detiene ahí. Como las dos enormes placas de tierra están bajo gran presión, estas placas se fracturan tanto a lo largo como a lo ancho de toda su extensión, produciendo nueva sismicidad con el tiempo. Esto hace que los epicentros no solo estén en la zona de subducción, sino que existe un campo de acción de entre 300 y 400

kilómetros a lo largo y ancho del continente. Los movimientos se dan entonces debido al colapso magmático en cavidades subterráneas, o por la rotura violenta de las masas rocosas a lo largo de las fallas o superficies de fractura.

Las principales zonas sísmicas del mundo coinciden con los contornos de las placas tectónicas y con la posición de los volcanes activos de la Tierra.

Los tres principales cinturones sísmicos del mundo son: el cinturón Circunpacífico, el cinturón Transasiático (Himalaya, Irán, Turquía, Mar Mediterráneo, Sur de España) y el cinturón situado en el centro del océano Atlántico. Además, las principales zonas de subducción se encuentran en China, Alaska, Japón, Chile, Perú, Costa Rica y México, países en los cuales, por supuesto, se presenta con frecuencia una gran actividad sísmica.

De acuerdo a un estudio efectuado por Hanus V. y Vanek J., de la Academia Checoslavaca de Ciencias, en nuestro medio se diferenciaron tres grupos genéticos de terremotos: uno localizado en la zona de Benioff, y el otro en la zona de subducción; estos juegan un papel importante en la producción del riesgo sísmico en el país. Un análisis detallado de la geometría de la distribución de los terremotos en la placa sudamericana, mostró que estos no están dispuestos indistintamente, sino que se acumulan en zonas de fallas bien definidas, sean estas inducidas o activadas por el proceso de subducción.

En el país existe una zona de subducción determinada entre las placas de Nazca y Sudamericana, esto hace que existen movimientos sísmicos, pueden variar en intensidad pero no detenerse. (Texto tomado de El Comercio)

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Desastres causados por los sismos

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Sismicidad en el mundo

LA TIERRA

La Tierra es la más grande y densa de los planetas telúricos del Sistema Planetario. Ella gira sobre sí misma en 23 horas 36 minutos y tiene la forma de un elipsoide de revolución, achatado en los polos. El radio ecuatorial mide 6378.136 km. y el radio polar 6356.751 km. Su masa es de 5973×1024 kg. y su superficie de 5.1×108 km2. El 71% del total de su superficie está cubierta por agua. Otros parámetros de la tierra se pueden encontrar en la tabla que se muestra a continuación.

MASA 5.973 x 1024 kg.

Masa por Constante Gravitacional 3.986 x 1014 m3 s-2

Volumen 1.083 x 1021 m3.

Area 5.1 x 1014 m2.

Area Oceános y Mares 61 millones km2

Area de Superficie Terrestre 148 millones km2

Densidad 5.515 gr/ cm3

Edad de la Tierra 4.5 – 5 millones de años

Radio Ecuatorial 6378136 m.

Radio Polar 6´356,750 m

Radio Solar 6356750 m.

Radio Esfera De Igual Volumen 6370.800 m.

Momento Polar De Inercia 8.0378 x 1037 kg m2.

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Momento Ecuatorial De Inercia 8.0115 x 1037 kg m2.

Aplanamiento 3.3528x 10-3

Velocidad Angular 7.2921 x 10-5 s-1

Periodo de Rotación 86164 S.

Radio Nuclear 3486 km.

Masa del Núcleo 1.883 x 1024 kg.

Flujo Geotérmico Medio 61.5 mwm-2

Flujo Geotérmico Total 3.14 x 1013 w.

Masa del Sol 1.988 x 1029 kg.

Masa de la Luna 7.350 x 1022 kg.

Radio Medio Órbita Terrestre 1.496 x 108 km.

Radio Medio Órbita Lunar 3.844 x 105 km.

La Tierra está constituida por cuatro zonas concéntricas (Fig.1): La corteza con un espesor promedio de 30 km.; el manto, desde la base de la corteza hasta 2.891 km. de profundidad; el núcleo externo, fluido, desde 2891 km. hasta 5150 km. de profundidad. Finalmente, desde 5150 km. hasta el centro de la Tierra se encuentra el núcleo interno sólido.

Los terremotos más profundos se localizan entre 500 y 700 km. de profundidad, esto ha permitido que los sismólogos distingan dos zonas en el manto: el manto superior y el manto inferior a partir de 700 km. Únicamente en la corteza y el manto superior se producen los terremotos, aún en las zonas más profundas.

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Fig. 1 Estructura de la Tierra

TECTONICA DE PLACAS

La teoría de la Tectónica de Placas ha integrado en un esquema unificado y relativamente simple, una gran variedad de observaciones geofísicas y geológicas.

Desde el punto de vista geofísico, la unidad de comportamiento mecánico lo forma la Litósfera y no la corteza sola. La Litósfera esta formada por los primeros 100 km., incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la Litósfera corresponde a una isoterma de 1300 °C aproximadamente.

La Litósfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente, la Astenósfera, capa débil y en estado de semifusión. Esta capa permite que la Litósfera se desplace sobre ella a velocidades que varían entre 2-10 cm/año. La Litósfera está dividida en una serie de placas que incluyen parte de la corteza continental y oceánica, siendo 6 las más importantes (Fig.2): Pacífico, América, Euroasia, India, África y Antártida. A estas últimas hay que añadir las placas menores de Nazca, Cocos, Filipinas, Caribe, Arabia, Somalia y Juan de Fuca.

Algunos autores consideran, además, la existencia de subplacas que pueden no ser del todo independientes.

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Fig. 2 Distribución global de las principales placas litosféricas

Aunque existe una gran variedad de placas, los tipos de contactos o fronteras entre ellas son únicamente tres: márgenes de extensión (divergencia), márgenes de subducción (convergencia) y márgenes de transformación (deslizamiento horizontal) (Fig.3). En los márgenes de extensión, las placas se separan una de la otra, surgiendo en el espacio resultante una nueva Litósfera.

En los márgenes de subducción, una placa se introduce en el manto por debajo de otra, produciéndose la destrucción de una de las placas. En los márgenes de fractura, las placas se deslizan horizontalmente, una con respecto a la otra sin que se produzca la destrucción de las mismas.

El movimiento de las placas se realiza por medio de rotaciones en torno a un eje o polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geométrico del movimiento de las placas consiste en establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su velocidad angular. La actual división de los continentes, es debida a una fracturación que se inicia hace unos doscientos millones de años (Triásico). Durante esta constante fracturación se produjeron las fases de Orogenia, presentes en los márgenes de las placas de colisión (convergencia), por plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales (ejemplo, Cordillera Andina) (Fig.3).

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Fig. 3 Tipo de márgenes de placa y su movimiento

MARGENES DE EXTENSION (Divergencia): Lo constituyen las dorsales oceánicas como la Cordillera Centro-Atlántica, formada por una cadena montañosa de origen volcánico. El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia al eje de la dorsal, así como su edad. Los márgenes de extensión actúan como centros a partir de los cuales se va generando en forma de lava la nueva litósfera que al llegar a la superficie se enfría y se incorpora a la corteza.

MARGENES DE SUBDUCCION (Convergencia): Márgenes en donde las placas convergen unas con otras. Este movimiento permite que una de las placas se introduzca debajo de la otra, siendo consumida por el manto. En este proceso se puede distinguir tres tipos de convergencia de placas: Continental – Continental (Placa de la India y Euroasia), Continental – Oceánica (Placa de Nasca y Sudamérica) y Oceánica – Oceánica (Placa de Nueva Guinea). El indicio más importante del contacto de placas, lo constituye la distribución del foco de los terremotos en profundidad. Estos focos se distribuyen en profundidad formando distintas geometrías para el contacto de las placas (desde la superficie hasta 700 km. de profundidad) con ángulos desde la horizontal del orden de 45° y que se denominan zonas de Benioff.

MARGENES DE TRANSFORMACION (Deslizamiento Horizontal): Formada por fallas con movimiento totalmente horizontal y cuyo ejemplo, más común, es la falla de San Andrés en California (EEUU). En este tipo de Fallas, el desplazamiento horizontal se termina súbitamente en los dos extremos de la misma, debido a que conectan zonas en extensión y subducción entre sí o unas con otras. Estas fallas son necesarias para explicar el movimiento de las placas, que no sería posible sin este tipo de margen. (Fig.4).

Los terremotos producidos por este tipo de fallas suelen tener magnitudes grandes (M>8) como el terremoto de San Francisco en 1906, asociado a la falla de San Andrés, con una longitud de ruptura de 300 km. aproximadamente.

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Fig. 4 Tipos de fallas de transformación

OROGENESIS Y VOLCANISMO

La orogénesis está asociada a los diversos procesos que se producen en los márgenes de placa, en los que las rocas son plegadas y fracturadas, produciéndose los fenómenos de magmatismo y volcanismo. En unos casos, la orogénesis se produce con la convergencia de dos bordes continentales y en otros, un borde continental con un oceánico. En este proceso se produce la deformación como respuesta a fuerzas compresivas horizontales que dan origen a plegamientos y fracturas y en consecuencia a acortamientos y engrosamientos de la corteza. El ejemplo más impresionante de una colisión Continente – Continente es la cadena montañosa del Himalaya, producida por la colisión de las placas de la India y Euroasia y en donde se produjo un acortamiento de la corteza del orden de 300 km. con un grosor de 60 km. aproximadamente.Para el segundo caso, el ejemplo más conocido es la colisión de la placa oceánica de Nazca y la placa Sudamericana, ambas dan origen a la Cordillera Andina. Este proceso, denominado subducción, produce a lo largo del tiempo una serie de arcos volcánicos en la placa continental cada vez más hacia el interior, con ascensión de magma desde la placa oceánica que subduce. La progresiva ascensión del magma produce el engrosamiento de la corteza, dando como resultado una faja ancha de cadenas montañosas con volcanismo activo, paralelas al margen de la placa (Fig.5).

El volcanismo es otros de los procesos asociados a los márgenes activos y consiste en el afloramiento a la superficie de material fundido, procedente del manto superior. El volcanismo está presente tanto en los márgenes de extensión como en los de subducción. Un ejemplo para el primer caso la constituyen las dorsales oceánicas. La mayor parte del volcanismo es submarino y

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solo en algunos casos, como Islandia, llega a la superficie creando islas de material volcánico. En las zonas de subducción, los volcanes se alinean paralelos a su frente, como es el caso en el margen occidental de América Central y Sur.

Fig. 5 Esquema de la zona de subducción en Perú, movimiento de las placas y distribución de los sismos

DERIVA DE LOS CONTINENTES

Toda la información geológica y geofísica, apuntan hoy a la agrupación de todos los continentes en uno solo hace poco más de 200 millones de años. Este continente único (Fig.6) es llamado Pangea y estaba formado por América del Norte, Groenlandia y Euroasia como el bloque boreal y el austral formado por América del Sur, África, India, Antártida y Australia. Las diferentes posiciones de los continentes a través del tiempo están basadas en datos de paleomagnetismo. Las primeras zonas de extensión se crean entre América del Norte, Sur y África y en el hemisferio Sur entre la Antártida, la India, y el margen sureste de África. Este movimiento inicia la apertura del Atlántico Norte, al mismo tiempo que se produce un acercamiento entre el margen Sur de Euroasia y el Norte de Africa creando una zona de subducción.

En los últimos 65 millones de años se producen los procesos tectónicos que dieron lugar a la actual configuración de los continentes. La India termina su recorrido y su colisión con la Euroasia produce la formación de la cordillera del Himalaya. Australia se separa definitivamente de la Antártida desplazándose hacia el norte y Madagascar se separa de África. El cierre del Tetis en su parte occidental da origen a la actual situación del mediterráneo y la formación de los plegamientos alpinos.

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En el hemisferio Oeste se forman los plegamientos relacionados con la subducción del margen occidental de América, y se produce un cierre en la zona del Caribe. En el Atlántico Norte se termina la separación de Groenlandia de Europa. En el margen oriental de Euroasia, se forman las zonas de subducción que bordean el Pacífico desde Alaska y las Islas Aleutianas hasta Nueva Zelandia. Finalmente, de una manera muy simplificada y esquemática, según Diez Holden, el movimiento entre las placas más importantes está condiciono por tres sistemas principales de extensión y otros tantos de extensión.

“Los Continentes Flotantes”, expresión hoy en día aceptada en términos generales. Las masas continentales están formadas por una capa superficial de material sedimentario, rocas exteriores y una subcapa granítica, cuyos materiales son más ligeros que los basaltos más profundos. La diferencia de densidades hace que los continentes virtualmente “floten”, a semejanza de los icebergs.Obviamente, este proceso no se ha interrumpido y las masas continentales continúan su imperceptible movimiento generando importantes cambios geológicos; principalmente en Asia y en el borde oeste de América en donde existen plegamientos, cordilleras, fallas y una importante actividad volcánica. En la ( Fig.6) se esquematiza la deriva de los continentes desde hace 200 millones de años hasta el presente, además de una proyección de cómo estarán distribuidos los continentes dentro de 50 millones de años aproximadamente, en función de lo hasta ahora conocido sobre este tema de investigación.

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Fig. 6 Deriva de los Continentes

SISMICIDAD DEL GLOBO

Cada año, un millón de terremotos de toda magnitud se producen en el mundo. Del total de estos terremotos, 10,000 aproximadamente son reportados por los centros internacionales de sismología. Así, es posible de distinguir tres clases de terremotos en función de la profundidad de sus focos: terremotos con foco superficial (h£ 60 km.), terremotos con foco intermedio con profundidades (60£ 350 km.) y los terremotos con foco profundo(h>350 km.). Los terremotos con foco superficial representan el 80% del total de la actividad sísmica a nivel mundial. Por otro lado, los terremotos más grandes no son eventos aislados (M>8), por el contrario estos van acompañados por terremotos de magnitud menor (réplicas), cuyo número decrece con el tiempo; mientras los terremotos que anteceden al terremoto de magnitud mayor (precursor), siempre están cerca del foco.

PRINCIPALES ZONAS SISMICAS

La localización de los terremotos ha permitido tener una imagen real de las principales zonas sísmicas del mundo y los mapas mundiales de sismicidad de un determinado periodo a otro, siempre muestran las mismas regiones como las de mayor actividad sísmica. Sin embargo, a escala

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regional se logra observar algunas diferencias, ya que en algún momento puede producirse un terremoto en regiones inhabituales; por ejemplo el sismo del 29 de marzo de 1954 a 30 km. bajo la Sierra Nevada en España (Fig.7).

Las principales regiones sísmicas distribuidas en el mundo pueden ser identificadas en el mundo pueden ser identificadas si se realiza una visión general del Mapa de Sismicidad Mundial (Fig.7):

1. El círculo Circumpacífico donde se libera el 80% del total de la energía sísmica y está representado por las Islas Aleutianas, Kantchatka, Kouriles y las costas orientales de las islas Japonesas. Esta zona sísmica se divide en dos alineamientos, uno pasa por Formosa y el arco de Filipinas, y el otro más hacia el Este, las crestas submarinas marcada por las Islas Bonin, Marianas, Guam y las Carolinas Occidentales; estos dos alineamientos se juntan en Nueva Guinea y el círculo sigue por las Islas Salomón, Nueva Hebrides, Fidji, Tonga – Kermadec y Nueva Zelanda. En todas estas zonas, los sismos se distribuyen en profundidad formando planos inclinados llamados zonas de Benioff.

2. Al SE del Pacífico, las zonas sísmicas están asociadas a los rifts oceánicos que se inician en las Islas Balleny en la Antártida y se juntan en el Golfo de California pasando por la Cresta de la Isla de Paques y Galápagos, siendo todos los terremotos superficiales.

3. Otra zona se origina en las Antillas del Sur y se remonta a lo largo de todo el litoral del Pacífico en América del Sur y bajo los Andes (donde los terremotos intermedios y profundos están asociados a los superficiales), englobando el bucle de las Antillas (México, California y Alaska) y cerrándose el círculo en las Islas Aleutianas.

4. La zona sísmica transasiática engloba todo el sistema orogénico alpino, después España, África del Norte hasta las cadenas del Asia Central (Birmania o Indonesia), ellas se juntan en el mar de Banda en el círculo circumpacífico.

5. Finalmente, los Rifts medio-oceánicos (Indo-Atlántico e Indo-Antártico), en donde líneas de grietas separan en dos partes el Océano Atlántico y el Océano Indio generando terremotos con foco superficial de magnitud moderada.

Fig. 7 Mapa de Sismicidad Mundial (1975 – 1995)

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MEDIDAS DE UN TERREMOTOLos terremotos pueden ser medidos en función de la cantidad de energía liberada (Magnitud) y/o mediante el grado de destrucción que ellos causan en el área afectada (Intensidad).

La Magnitud y la Intensidad son dos medidas diferentes de un terremoto, aunque suelen ser confundidas por el público. Parte de esta confusión, probablemente se debe a la similitud en las escalas usadas para expresar estos parámetros.

MAGNITUD

El concepto de magnitud fue introducido en 1935 por Charles Francis Richter, sismólogo del Instituto de Tecnología de California, para medir los terremotos locales y así poder estimar la energía por ellos liberada a fin de ser comparados con otros terremotos. Posteriormente, el uso de esta escala se extendió y fue aplicándose a los diferentes terremotos que ocurrían en el mundo. La magnitud está asociada a una función logarítmica calculada a partir de la amplitud de la señal registrada por el sismógrafo (ML, Ms, mb) o a partir de su duración (MD) sobre el sismograma.

El valor de la magnitud de referencia es denominado magnitud cero y corresponde a la amplitud máxima de la traza de un terremoto registrado en el tambor de un sismógrafo de torsión horizontal de tipo Wood Anderson (WA), con un periodo de oscilación de 0.8 segundos y amplificación de 2800, localizado a una distancia de 100 km. Esta amplitud máxima es equivalente a una micra y corresponde a un terremoto de magnitud 3.

El cálculo de la magnitud de un terremoto debe ser corregida dependiendo del tipo de sismógrafo utilizado, distancia epicentral, profundidad del foco y además del tipo de suelo donde está ubicada la estación de registro. Esta escala por su naturaleza, permite obtener medidas negativas del tamaño de un terremoto y en principio no tiene límites para medir magnitudes grandes. En realidad, su valor mínimo dependerá de la sensibilidad del sismógrafo y su valor máximo de la longitud máxima de la falla susceptible a romperse de un solo golpe.

Existen diferentes escalas de magnitud que dependen del tipo de onda sísmica que se utiliza para medir el tamaño del terremoto, siendo las más importantes las siguientes:

Magnitud local (ML) .- La definición de ML es realizada en función del registro de un terremoto en un sismógrafo del tipo WA, donde A y Ao representan a las amplitudes máximas de un terremoto registrado a una distancia para el terremoto de magnitud ML y magnitud cero. Para una estación diferente a WA y para una región en particular, se debe realizar la corrección en distancia contenida en el término Ao antes de establecer una correspondencia entre el sismógrafo utilizado y el WA.

Magnitud de ondas superficiales (Ms).- Magnitud válida para terremotos con foco superficial en donde la amplitud máxima debe ser medida en el modo fundamental de la onda Rayleigh con

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periodo (T) entre 18 – 22 segundos. Las correcciones deben considerar la distancia epicentral y la profundidad del foco del terremoto.

La relación utilizada frecuentemente es:

Donde: A es la amplitud del desplazamiento del suelo en micras y la distancia epicentral en grados. La formula anterior es válida para distancias comprendidas entre 20°< <90°>

Magnitud de ondas de volumen (mb). Magnitud calculada a partir de la relación (A/T) de la componente vertical para una onda P. Esta magnitud es válida para terremotos ocurridos a diferentes profundidades y a distancias comprendidas entre 5° y 90°. La relación que permite calcular mb es conocida como la formula de Gutenberg, Donde A es la amplitud de la señal sísmica medida sobre la componente vertical de un registro de periodo corto (micras), T el periodo (s) y Q expresada en función de la distancia epicentral ( ) y la profundidad del foco (h) según las tablas de Gutenberg y Richter (1956).

Magnitud de duración (MD).- Magnitud válida para sismos de magnitud menor a 5 ocurridos a distancias menores a 200 km. Esta magnitud se basa en medir la duración de la señal del registro del terremoto (t) después del arribo de la onda P hasta cuando la amplitud de la señal se confunde con el ruido de fondo. Esta magnitud es definida con la siguiente relación:Donde, t es la duración del registro del terremoto en segundos, la distrancia epicentral en km; a, b, c y d son constantes determinadas para cada estación.

GEOMETRIA DE FALLA Y MOMENTO SISMICO La orientación de la falla, la dirección del movimiento y el tamaño del terremoto puede ser descrito por la geometría de la falla y el momento sísmico. Estos parámetros pueden ser determinados a partir del análisis de las formas de onda de un terremoto. Las diferentes formas y direcciones del movimiento de las ondas registradas a diferentes distancias y azimutes desde el foco del terremoto, son usadas para determinar la geometría de la falla y la amplitud de la onda para conocer el momento sísmico. El momento sísmico puede ser relacionado con los parámetros de la falla mediante la relación de Aki (1966), Donde m es el módulo de rigidez, S el área de la falla y el desplazamiento medio sobre el plano de falla.El momento sísmico es una medida más consistente del tamaño de un terremoto y hoy en día es el parámetro más importante. Este factor ha dado lugar a la definición de una nueva escala basada en el momento sísmico (Kanamori, 1977), denominada magnitud energía. Donde Mo es expresado en Nm.

LA ENERGIA

La Energía total liberada por un terremoto es difícil de calcular con precisión, debido a que ella es la suma de la energía disipada en forma térmica por la deformación en la zona de ruptura y la energía emitida como ondas sísmicas, la única que puede ser estimada a partir de los sismogramas. Se ha mencionado que la magnitud está relacionada con la energía disipada en

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forma de ondas; por lo tanto, Gutenberg y Richter (1956) establecieron las siguientes relaciones:Log E = 5.8+2.4 mb Log E = 11.8+1.5 Ms

Considerando estas relaciones, un terremoto de magnitud igual a 8 libera energía equivalente a 1024 ergios. Como ejemplo, la energía liberada por una explosión nuclear de 10 kilotones es de 1019 erg y equivale a un terremoto de magnitud igual a 5.5.

LA INTENSIDAD

La intensidad no permite medir el movimiento del suelo, pero si los efectos que ellos producen en la superficie en donde causan daños al hombre y a las construcciones.

Inicialmente, el esfuerzo para determinar el tamaño de un terremoto estuvo basado necesariamente en las observaciones de los efectos del terremoto. La primera escala de intensidad fue elaborada en 1883 por M. de Rossi y F. Forel y reagrupa los efectos del terremoto en 10 grados de intensidad. En 1902, G. Mercalli introduce una nueva escala con 10 grados de intensidad, siendo posteriormente incrementada a 12 por A. Cancani. En 1923 Sieberg publica una escala más detallada, pero basada en el trabajo de Mercalli-Cancani. En 1931, O. Wood y F. Newmann proponen una nueva escala, modificando y condensando la escala de Mercalli-Cancani-Sieberg, surgiendo así la escala Mercalli Modificada (MM). Esta escala de 12 grados expresada en números romanos y fue ampliamente utilizada en el mundo. Sin embargo, actualmente se utiliza la escala MSK-1964 elaborada por tres sismólogos europeos: Medvedev, Sponhever y Karnik. Esta escala consta de 12 grados denotados de I a XII, la misma que ha sido adaptada para su aplicación en terremotos de Perú por Ocola (1979).

Las áreas de igual intensidad son representadas sobre un mapa mediante líneas denominadas Isosistas. El centro de la línea de mayor intensidad es llamado epicentro Macrosísmico y puede ser diferente al epicentro real llamado Microsísmico. A fin de no confundir magnitud e intensidad, dos terremotos de igual magnitud pueden generar en superficie intensidades máximas muy diferentes.

La intensidad es un parámetro muy importante para el estudio de terremotos históricos, es decir terremotos ocurridos en épocas cuando no habían sismógrafos (el primer sismógrafo data de 1880, John Milne). Los diferentes tipos de archivos de la época aportan información muy valiosa sobre los efectos de los terremotos históricos y después de un análisis crítico es posible estimar las intensidades en las regiones comprometidas por el terremoto, proporcionando de esta manera una herramienta útil para medir el tamaño de los terremotos históricos.

Terremotos y Tsunamies en Panamá

El Istmo de Panamá está ubicado en una microplaca tectónica la cual se ha denominado el Bloque de Panamá (Kellog et al.,1985, 1989). En base a la sismicidad y a determinaciones

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de mecanismos focales el Istmo de Panamá se ha subdivido en siete zonas sismo - tectónicas principales, cada una con sus estructuras y sismicidad característica. Cada año quedan menos zonas del Istmo sin habitar y la densidad de población en las ciudades aumenta rápidamente junto con el incremento vertiginoso de edificaciones e infraestructuras lo que ha hecho que la industria de la construcción se halla constituido en uno de los pilares más fuertes y dinámicos de su economía.  Pero muchas de estas obras se han construido sobre laderas inestables, zonas de suelos blandos, relleno costero, manglares y/o pantanos, sin tomar las medidas suficientes que mitiguen el impacto de un sismo sobre ellas.

 Esto tal vez se deba a que, a pesar que el Istmo de Panamá ha sido sacudido por sismos destructores en varias ocasiones: 2 de mayo de 1621, 7 de septiembre de 1882, 2 de octubre 1913, 18 de julio de 1934 y el 22 de abril de 1991, la actividad sísmica es relativamente más baja que en otras reas vecinas de América Central y Sudamérica, concentrándose esta principalmente en las regiones fronterizas con Colombia y Costa Rica (Fig. l), las cuales a excepción de Chiriquí en su mayor parte están prácticamente despobladas.

A pesar de lo dicho anteriormente, eventos recientes muy cercanos a nuestras fronteras cómo, el evento del Valle de la Estrella de 22 de abril de 1991 Ms=7.5, en Costa Rica y el evento de Murindé del 18 de octubre de 1992 Ms = 7.2, en la región del Atrato en Colombia, nos recuerdan que Panamá está ubicado dentro de una región sísmicamente activa, en donde existen estructuras capaces de generar sismos destructivos, de ocurrir cercanos a zonas con concentración de población e infraestructuras.

AMBIENTE TECTÓNICO Y ZONAS FUENTE

El Istmo de Panamá está situado sobre una miniplaca tectónica a la cual se ha denominado el Bloque de Panamá.  Esta miniplaca está rodeada por cuatro grandes placas tectónicas: la Placa Caribe, al norte; la Placa de Nazca, al sur; la Placa del Coco, al sudoeste y la Placa Suramericana, al este.  El límite norte está conformado por una zona de cabalgamiento conocida como el Cinturón Deformado del Norte de Panamá (Bowin, 1976; Case et al., 1980; Bowland, 1984; Stephan et al., 1988; Silver et al., 1990).  Aquí la Placa Caribe y el Bloque de Panamá convergen en dirección Norte - Sur de 12 a 15 mm por año (Vega et al., 1993).  El límite occidental lo conforma una zona de falla sinistral, que atraviesa el Valle Central de Costa Rica conectándose en el Caribe con el Cinturón Deformado del Norte de Panamá, y en el Pacífico con la zona de Fractura de Costa Rica (Barrit, S., y J., P., Berrang), 1987; Astorga et al.., l99l; Weinberg, 1992; Frisch, 1992; Guendel y Pacheco, 1992).

Mapa Neotectónico del Bloque de Panamá. Las felchas indican el sentido del desplazamiento de las placas tectónicas y el número representa la velocidad en cm/año

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El límite oriental del Bloque de Panamá no esta muy bien definido ya que la zona del Darién y el Atrato denominada el Cinturón Deformado del Este de Panamá (Case, 1980; Kolarsky, 1992), es una zona de deformación difusa.  Este límite generalmente se sitúa en el borde oriental de la cuenca del Atrato - San Juan (Case et. al., 197 l; Pindell y Dewey, 1982); mientras Duque - Caro (1 985) y Toussaint y Restrepo (1986) localizan este límite en el flanco oeste de la Cordillera Occidental de Colombia.  Duque - Caro (1990) propone que el límite Este de esta zona lo constituye la falla de uramita, que es una falla de rumbo sinistral con un componente de transpresión y cuya extensión norte coincide con el trazo de la falla del Atrato; por otra parte Touissant y Restrepo (1986) y Restrepo y Toussaint (1988) consideran que este lo constituye un cabalgamiento con vergencia hacia el E. que pasa por las cercanías del Dabeiba siguiendo al sur por la zona del Carmen de Atrato para girar luego hacia el suroeste en dirección de la Bahía de Buenaventura, en el Pacífico.

En estos dos modelos la idea del punto triple queda descartada ya que las placas Caribe, Nazca y Suramericana parecen estar separadas por el Bloque de Panamá y el Bloque Norandino a lo largo de cabalgamientos y fallas de rumbo.

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Los mecanismos focales preliminares del evento de Murindé del 18 de octubre de 1992 (NEIC, 1992), parecen confirmar la propuesta de Duque - Caro (1990), ver Fig. 2. La convergencia entre el Bloque de Panamá y el Bloque Norandino es Este - Oeste y se estima entre 10 y 20 mm anuales (Vega et al, 1993).De acuerdo a la sismicidad histórica (Acres, 1982: Víquez y Toral, 1987; Camacho y Víquez, 1992), la sismicidad instrumental, mecanismos focales (Fig. 3) y siguiendo criterios tectónicos, el Istmo de Panamá se ha dividido en siete provincias sismo - tectónicas principales (Fig. 4), la zona de Fractura de Panamá, el Cinturón Deformado del Sur de Panamá, el Golfo de Chiriquí, la zona de Azuero - Soná, la zona de Panamá Central, el Cintur6n Deformado del Darién, y el Cinturón Deformado del Norte de Panamá.

Coincidiendo con Kolarski (1 992) hemos preferido emplear el término cinturón deformado en vez de cadenas de pliegues y cabalgamientos para denominar algunas de estas zonas, porque algunas de estas estructuras pueden acomodar desplazamientos.

ZONA DE FRACTURA DE PANAMÁ

La zona de Fractura de Panamá constituye el límite entre las placas del Coco y Nazca.   Esta es una falla transformada oceánica de tipo dextral que se extiende de 81.5º a 83.Oº W y desde cerca del Ecuador hasta los 6º N, donde se bifurca y se extiende como una serie de serranías y valles submarinos (Molnar y Sykes, 1969, Londsdale y Klitgord, 1978, Lowrie et al., 1979; Adamek, 1986, 1988), hasta subducir asísmica y oblicuamente, con un ángulo muy bajo alrededor de los 7.3'N. Los mecanismos focales de esta zona son todos del tipo lateral derecho ( ' Molnar y Sykes, 1969; Wolters, 1986; Adainek, 1986, 1988; Vergara, 1988; Camacho 1990; 199l).

 

CINTURÓN DEFORMADO DEL SUR DE PANAMÁ

Esta zona se extiende al sur del Istmo de Panamá, bordeando su margen continental Pacífico y ha sido estudiado por Moore et al., (1985); Heil y Silver (1987); Heil (1988); McKay (1989); McKay y Moore (1990) y Hardy (1990), utilizando perfiles sísmicos multicanal.

En esta zona la placa de Nazca se subduce de manera asísmica y oblicua (rumbo N71'W), con un ángulo muy bajo (Silver et al., 1990) por debajo del bloque de Panamá.   No existe hasta el momento ningún tipo de mecanismo focal inverso o normal en esta zona, a excepción del correspondiente al evento de Montijo del 6 de marzo de 1991, que sugiere ser normal por lo cual se piensa que las placas en esta zona están débilmente acopladas y la mayoría de la convergencia es asísmica.

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ZONA DEL GOLFO DE PANAMÁ

El Golfo de Chiriquí está ubicado en la margen continental sudoeste del Istmo de Panamá.  Esta es una región donde ocurre la subducción oblicua y asísmica de ángulo bajo de parte de la Dorsal del Coco y de las extensiones septentrionales de la Zona de Fractura de Panamá (Heil y Silver, 1987; Heil, 1988; Kolarski, 1990).    Las extensiones norte de la Zona de Fractura de Panamá, prosiguen en tierra con un rumbo NNW-SSE (Barrit y Berrang), 1987; Camacho, 1990,199 l).  A un nivel superior existen una serie de fallas paralelas de rumbo sinistral que corren tanto en tierra como debajo del fondo marino con rumbo WNW-ESE (Kolarski & Mann, 1990).

Una de estas fallas, conocida como la falla de Chiriquí o Celmira se cree que es una extensión de la falla longitudinal de Costa Rica (Okaya y Ben Avraham, 1987; Corrigan et al., 1990).  Alrededor del 98 % de los mecanismos focales para esta zona son del tipo lateral derecho o lateral izquierdo, algunos con componentes normales o inversas.

 

ZONA DE AZUERO - SONÁ

Esta zona esta localizada en la parte sur del Bloque de Panamá y comprende las penínsulas de Azuero y Soná.  La mayoría de la sismicidad de esta zona esta asociada a una serie de fallas paralelas de rumbo sinistral, como la falla de Tonosí y la de Torio – Gunico – Lobaina -San Rafael, esta última también se conoce como la falla de Azuero - Soná (Mann & Corrigan, 1990).  Estos mismos autores consideran esta última falla como una extensión de la falla longitudinal de Costa Rica también conocida como la falla Celmira - Ballena.    Los pocos mecanismos focales conocidos de esta zona, con excepción del sismo de Montijo del 6 de marzo de 199 1, que parece estar relacionado con el Cinturón Deformado del Sur de Panamá, son del tipo transcurrente.

Al este de la península de Azuero y al norte del Cinturón deformado del Sur de Panarná Hardy et. al (1990) han encontrado una falla de rumbo, que ellos consideran constituye parte del límite sur del Bloque de Panamá, con lo cual el límite convergente al sur de Panamá estaría interrumpido al sur del Golfo de Panamá por un límite transformante.

Estos mismos autores también proponen que entre los 78'50' y los 80'30' esta falla de transformación sinistral se bifurca y continúa en tierra, a través de la península de Azuero, como parte de una amplia zona de deformación sinistral, con rumbo NW-SE.  El que esta falla pueda ser el límite sur del Bloque de Panamá parece verse confirmado por recientes mediciones geodésicas utilizando GPS, las cuales muestran movimiento Este - Oeste entre el Bloque de Panamá y una estación ubicada en la Placa de Nazca. sugiriendo un probable movimiento sinistral transcurrente al sur de Panamá (Vega et al., 199l).

 

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ZONA DEL DARIÉN

Esta zona también se conoce como el Cinturón Deformado del Este de Panamá (Case, 1980; Kolarski, 1992), Terreno Cuna (Toussaint y Restrepo, 1989; Restrepo y Toussaint, 1989) o la Zona de Sutura de Panamá - Sudamérica (Vergara 1988a).  Ella comprende la región del Istmo de Panamá que se haya al este de los 79'W.  Se' caracteriza por ser muy compleja y por poseer una sismicidad muy difusa.De acuerdo a Toussaint et al., (1987) y Touissant y Restrepo (1988) esta zona y la región del Baudé en Colombia constituyen un terreno alóctono que está adherido al Bloque Norandino.    Muchas de las fallas de esta región han sido inferidas o detectadas mediante el uso de sensores remotos y la teledetección.

Estas incluyen fallas normales como las de Chucunaque y el Atrato (Toussaint, 1987), fallas de rumbo sinistrales como las de Saínbú y Jaqué, que corren en tierra con rumbo subparalelo a la costa Pacífica y otras con igual rumbo ENW-ESE que corren mar afuera, en la región sudeste del Golfo de Panamá, hasta atravesar el Archipiélago de las Perlas (Toussaint et al., 1987; Mann y Corrigan, 1990; Kolarski, 1992).  Otras son fallas inversas como la fallas Ungía y del Pirre, que corren con rumbo NE a lo largo de la región montañosa fronteriza con Colombia (Mann y Corrigan, 1990) y la de Utría que corre paralela a la costa Pacífica de Colombia hasta internarse en Panamá (Toussaint et al.,, 1987).

También existen fallas activas, como la Chararé, que no se sabe aún a que tipo pertenecen.    Los mecanismos focales de los eventos en esta zona son de lo más variado habiendo de tipo inverso, normal y lateral izquierdo (Pennington, 1981; Wolters, 1986; Adainek, 1987).

 

ZONA DE PANAMÁ CENTRAL

Basándose en datos batimétricos, topográficos, patrones de fallamiento, localización de fuentes termales, sismicidad y gravimetría algunos autores sugieren que esta región es el asiento de un gran límite tect6nico profundo que corta el Istmo de Panamá en dos y al cual han denominado la Discontinuidad del CanaI (Case, 1974; 1980; Lowrie et al., 1982) y que no es más que el viejo límite oriental que tuvo la Placa del Coco en el Mioceno.  Esta zona posee predominantemente un fallamiento normal discontinuo que varían de rumbo de entre N4OE a N7OE y algunas de las fallas tienen un componente transcurrente (Corrigan y Mann, 1985).  Mann y Corrigan (1990) han propuesto que estas fallas tal vez constituyen la terminación de las fallas de rumbo sinistrales de la Zona del Darién.

En esta región también existe una falla de rumbo sinistral, la falla de las perlas o San Miguel, que se extiende con rumbo NNW – SSE desde el Archipiélago de las Perlas,

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atravesando la Bahía de Panamá, hasta la cuenca del Río Chagres (región del Canal de Panamá).

El único mecanismo focal que se cuenta de esta zona fue calculado por Pennington (1982) y es del sismo del 20 de enero de 1971 el cual es del tipo inverso con una componente lateral izquierdo.

 

SISMICIDAD HISTÓRICA E INSTRUMENTAL

La sismicidad histórica del Istmo de Panamá ha sido estudiada por varios autores, principalmente con el propósito inicial de evaluar la sismicidad alrededor del Canal  de Panamá y futuras rutas alternas (MacDonald y Johnson, 1913; Kirkpatrik, 1920,1931; Jorgensen, 1966; Blume, 1967; Leeds, 1978).

En los últimos diez años la sismicidad histórica ha recibido un gran impulso con estudios como los de Acres (1982), Víquez  y Toral (1987), Mendoza y Nishenko (1989) y Camacho y Víquez (1992), los cuales han permitido definir de una mejor manera las zonas fuente del Istmo de Panamá. En estas zonas han ocurrido los siguientes eventos de importancia.

Sismos más importantes ocurridos  en Panamá desde 1516 (Cortesía de SINAPROC)

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ZONA DE FRACTURA DE PANAMÁ

Esta zona muestra una gran actividad sísmica, con muchos eventos entre 6.0 y 7.0 Ms. Esta zona ha sido sacudida durante el presente siglo por dos eventos con Ms > 7.0, el 20 de agosto de 1927 y el 18 de septiembre de de 1962, que ha sido el último.

 

CINTURÓN DEFORMADO DEL SUR DE PANAMÁ

La sismicidad en esta zona es muy baja, tal vez debido al carácter asísmico de su subducción.  Probablemente eventos causados por la subducción en esta zona son el del 3 de junio de 1945 (Ms=7.0, PAS) y con epicentro en las tierras altas de Chiriquí, que por los reportes de intensidad parece no ser de foco somero, el ISC estima su profundidad en 80 km; el evento del 28 de mayo de 1914 (Ms=7.2, PAS), al sur de Azuero; el evento del 6 de enero de 1951 (Ms=7.0 PAS) frente a la costa suroriental de Azuero y cuyo foco fue reportado por todas las agencia como mayor a los 70 km; y el 29 de marzo de 1925 (Ms=7.5, PAS) en el Darién y con profundidad de 60 km, que tal vez se deba a la subducción en el extremo norte de la fosa de Colombia.

 

GOLFO DE CHIRIQUÍ

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Esta zona ha sido sacudida por eventos grandes (Ms > 7.0) el 26 de julio de 1871 y el 18 de julio de 1934.  En la década del 30 sucedieron en esta zona varios eventos con magnitudes entre 6 y 6.5 alcanzándose, en alguno de ellos, intensidades de hasta VI MM en David.  Es importante mencionar que desde el sismo del 18 de julio de 1934 (Ms=7.4) (Pacheco y Sykes, 1992) esta zona no ha sido sacudida por un evento tan fuerte como este.  Si el evento del 26 de junio de 1871 fuese el evento antecesor aldea l8 de julio de 1934, el período de retorno para eventos con Ms=7.4 estaría alrededor de los 63 años y la magnitud más grande para esta región podría ser Ms=7.4.

El último evento que causó daños en esta zona ocurrió el 1 de julio de 1979 (Ms=6.5, PDE).  Su foco está localizado a unos 20 km al NW de Puerto Armuelles a una profundidad de 12 km (Adamek, 1986).  Este mismo autor obtuvo un mecanismo focal normal para este evento.

 

AZUERO - SONÁ

La zona de Azuero - Soná ha sido sacudida por eventos fuertes o destructores en 1516, 1803, 1845, 1883, 1913, 1943 y 1960.  Esta es la única región sismogenética de Panamá en la cual se ha podido establecer un valor aproximado de (43 + 8) años para el tiempo de retorno de los sismos mayores a Ms>6.5 (Víquez y toral, 1987). Vergara (1989) ha estimado este tiempo en 44.70 años.

El último sismo grande con epicentro en esta zona tuvo lugar el 2 de mayo de 1943 (Ms=7. 1, PAS) al sur de Punta Mala y probablemente tuvo origen en la falla transcurrente que est al sur del Golfo de Panamá.  El evento más reciente que ha causado daños en esta zona ocurrió el 12 de mayo de 1960 y tal vez fue causado por la falla de Guanico, que es una extensión de la falla de transformación al sur del Golfo de Panamá.

 

EL DARIÉN O CINTURÓN DEFORMADO DEL ESTE DE PANAMA

Esta región ha sido sacudida por eventos fuertes el 8 de marzo de 1883, el cual parece haber sido el antecesor del evento de Murindó del 18 de octubre de 1992 (Ms=7.3, PDE), el 13 de julio de 1974 (Ms=7.3, PDE) y el 11 de julio de 1976 (Ms=7.0, PAS).  Estos dos eventos tuvieron una profundidad de foco menor a los 15 Km. Registros de sismicidad recientes indican que la falla de Chararé (ver Fig. 5) en el extremo occidental de esta zona, esta muy activa.  La magnitud máxima registrada para un evento en esta zona es Ms=7.3.

P ANAMÁ CENTRAL

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La sismicidad en esta zona es muy baja y esta históricamente sólo ha dado origen a un evento destructor, el 2 de abril de 1621, el cual causó daños en la Ciudad de Panamá, en donde la intensidad alcanzó los Vll MM (Víquez y Camacho, 1993), sus réplicas se sintieron, de forma casi diaria, de mayo hasta agosto.  Otros eventos que se han originado en esta zona causando alarma en la población y daños menores ocurrieron: el 17 de octubre de 1921 (Ms=5.2), que causó derrumbes en la zona montañosa de Pacora; el 30 de julio de 1930 (Ms=5.4), sentido en las ciudades de Panamá y Colón con intensidad de VI MM y originado, tal vez por la falla de Chame, pero también es posible que su foco este un poco más profundo; y el 20 de enero de 1971 (Ms=5.6, PDE), originado por la falla de Las Perlas, que fue sentido en la Ciudad de Panamá con una intensidad de VI MM. y que tuvo 30 réplicas registradas por la estación sismol6gica de Balboa (BHP), en un lapso de quince días y de las cuales 5 fueron sentidas por la población.

A pesar de lo anteriormente dicho resultados obtenidos en el último año después de haberse instalado el registro digital en la red sismológica de la Universidad de Panamá parecen indicar que esta zona no est inactiva y sugieren la posible existencia de algunas fallas activas pero con una actividad baja.  Consideramos que la magnitud máxima para esta zona está entre Ms=6.0 y 6.5.

EL CINTURON DEFORMADO DEL NORTE DE PANAMA

Al revisar los archivos de BHP y en base a estudios recientes de sismicidad histórica (Camacho y Víquez, 1992; 1993a) nos permiten afirmar que esta zona es mucho más activa de lo que se pensaba anteriormente.    El Segmento Oriental ha sido sacudido por un evento muy fuerte, que causó daños severos a las obras del Canal Francés y en menor grado a edificaciones en Colón y Panamá el 7 de septiembre de 1882 (Víquez y Total, 1987; Mendoza y Nishenko, 1989; Camacho y Víquez, 1992; 1993).

Anteriormente se pensaba que el Segmento Oriental era mucho más activo que el segmento Occidental, Camacho y Víquez (1992) han demostrado que al menos cuatro evento con Ms> 7.0 han sacudido esta última zona durante los últimos 200 años, el 7 de mayo de 1822, el 20 de diciembre de 1904, el 24 y el 26 de abril de 1916 y el 22 de abril de 1991.

Sobre el origen del evento del 24 de abril de 1916 alas Ogh Olm 44s U.T.C. (Reid, 1916) y con una Ms=7.2 (Pacheco y Sykes, 1992) existe una gran incertidumbre, ya que para las reportes de daños en Nicoya, en la costa pacífica mismas fechas hubo de Costa para este evento.  Suárez et al., (1993) se basan Rica y además no hay reporte de tsunanúes en estos dos últimos puntos para sugerir que este evento puede haber sido causado por la subducción en el Pacífico de Costa Rica. 

El que no reportes de tsunami asociados a este evento no es haya extraño, ya que en otras ocurrido eventos aún mayores, como el de 1843 cerca de reas del Caribe han la producidos por una falla inversa de ángulo bajo, y Isla de Guadalupe (Ms=7.5-8.0), igualmente tampoco se observó un tsunami (Bemard y Lambert, 1988).  Así mismo, Miyamura (1980),

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reporta que en periódicos costarricenses de la época de dos fuertes sismos a las 02:26 a.m. y a las 02:28 se informa a.m. del 24 de revisión de los archivos de BHP y releyendo documentos abril de 1916.  Realizando una de la época anotamos lo siguiente: los instrumentos de Balboa (BHP) registraron un evento a las «03:02:30 a.m. lo suficientemente violento para hacer saltar las plumillas... después de haberse registrado una amplitud de 88.0 intensidad varía entre los 111 y IV R. F.» (BHP, 1916; The mm.. Su Canal Record, fueron despertadas por el sismo» (The Star & Herald, l9l6a).  1916).

En David «personas En Bocas del Toro «un violento temblor a las 03:02 a.m. del lunes 24 de abril». (The Star & Herald, l9l6b). «Durante el lunes y el martes se sintieron muchos temblores» (Reid, 1916). según Kirkpatrik (1920) «en Bocas del Toro el suficientemente fuerte para voltear objetos».  Revisando los sismo fue lo archivos de BHP observamos que este evento y los que siguieron el 26 de abril vienen de una misma zona al NW de BHP, ya que sus distancias epicentrales son bastante parecidas, aunque el del 24 de abril parece tener un foco un poco alejado de la Laguna de Chiriquí.

En base a lo que se conoce de la geología y epicentro de IO'N y 82'W tectónica de la zona, empleando los tiempos Pn-O reportados por BHP, los tiempos de viaje de la onda Pn a diferentes profundidades (Jeffreys y Bullen, 1967), la distribución de las intensidades y asumiendo un foco entre 15.0 en el segmento del Cinturón Deformado del Norte de Panamá ubicado y 40.0 km, frente a la Laguna de Chiriquí y la Isla Escudo de Veraguas, en Bocas del Toro, estimamos que los focos de los eventos del 24 y 26 de abril de 1916 están entre los 2.6 y 2.8 grados de Balboa, en la zona del Cinturón Deformado del Norte de Panamá que se extiende de 9.2N a 9.6'N y de 82. 1 OW a los 81.7'W. Estimamos que tuvo su epicentro al NE de la Península de Valiente.

En esta que el evento del 24 misma región hubo otro evento el 19 de enero de 1929 Ms=6.6 (UPP) el cual no causó daños, pero fue sentido por la población en Ciudad de Panamá.  Hay que tener en cuenta que aún hoy la costa de la Península de Valiente y el Golfo Mosquitos está prácticamente despoblada por lo cual tal vez de los hubo cuales no hay reportes.

Las duraciones de registro en los tsunamies de tipo local de los Bosch-Omori de 100 kg de BHP, para los eventos del mes de abril de 1916 sugieren que el evento del 24 de abril fue mayor que el del 26 de abril.

El último evento grande en el segmento occidental del Cinturón Panamá ocurrió el 22 de abril de 1991 (Ms=7.5, PDE).  Para este Deformado del Norte de segmento los períodos de retorno para eventos mayores a Ms=7.0 en el sub-segmento occidental puede estar alrededor de los 82 años y para el sub - segmento oriental un intervalo de tiempo mayor.  La magnitud más grande para subregión puede estar alrededor de los Ms=7.5.

 

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Vistas de daños causados por el Terremoto de Bocas del Toro en 1991 Almirante y Changuinola

El segmento esta oriental  del Norte de Panamá tiene períodos de retorno muy largos para Cinturón Deformado del eventos mayores a Ms=7.0, en el rango de los cientos de años (Mendoza y Nishenko, 1989), y su magnitud máxima es de Ms=(7.9+0.2) (Camacho y Víquez, 1993).  El último evento grande en esta región ocurrió el 7 de septiembre de difícil determinar períodos de retorno para la 1882.    Es muy mayoría de las excepción de la zona de Azuero  - Soná, ya zonas fuente en el Istmo de Panamá, a que no muestran una periodicidad bien definida, tal como lo mencionamos anteriormente.

 

TSUNAMIES

Otro aspecto que hay que tener muy en cuenta al momento de evaluar la amenaza sísmica en Panamá es la ocurrencia de maremotos.  El istmo ha sido afectado por tsunamies de tipo local en varias ocasiones.  Ejemplos de esto lo encontramos en el Caribe el 2 de mayo de 1822, 7 de septiembre de 1882, 26 de abril de 1916 y el 22 de abril de 199 l; en el Golfo de Chiriquí el l 8 de julio de 1934 y 18 de septiembre de 1962 y con toda probabilidad en la Bahía de Panamá el 2 de mayo de 1621.

 

LA AMENAZA SÍSMICA EN PANAMA

En el análisis probabilístico de amenazasísmicalasrelacionesdeatenuaciónson uno de los parámetros más importantes que hay que tomar en consideración ya que juega un papel crítico en el resultado final.  Para el Bloque de Panamá se han desarrollado varias fórmulas

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de atenuación en base a la intensidad (Acres, 1982; Vergara, 1988b).  Entre ellas la experiencia nos ha demostrado que la de Acres (1982) es mejor como primera aproximación.Aplicando análisis de regresión múltiple a la atenuación de la intensidad en 32 localidades, para seis eventos del presente siglo en Panamá Acres (1 982) obtuvo la relación siguiente:

Ir = 13.76 + 0.91 lo - 2.80 Ln (r + 100)     (1)

En donde r es la distancia epicentral en kilómetros. Io es la intensidad epicentral.   Esta relación tiene una desviación estándard de 0.37. La lo puede obtenerse a partir de

Io = 1.58Ms -3.0                    (2)

Es importante destacar que esta atenuación es mucho más lenta que en California, aunque Vergara (1988) señala que las atenuaciones de intensidad en el Cinturón Deformado del Norte de Panamá y la zona del Darién son más rápidas que en la zona de Azuero y la Zona de Fractura de Panamá.  Estudios preliminares Q coda (Qc) para la zona de Panamá Central (Camacho, 1993b) sugieren que los valores de esta son muy similares a las del noroeste de los Estados Unidos e iguales o mayores a las de California, por lo cual las atenuaciones son mayores a las predichas por Acres (1982) para todo el Bloque de Panamá.

Mapa de Amenaza Sísmica de la República de Panamá

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GLOSARIO DE TÉRMINOS

ACELEROGRAMA (ACCELEROGRAM).- Dícese al registro de la aceleración en función del tiempo. Puede ser analógico (analogue accelerogram) si el acelerograma es producido por un Acelerógrafo óptico-mecánico y Digital (Digital accelerogram) si el acelerograma está en forma de valores numéricos tiempo-aceleración, obteniendo de acelerógrafo digital.

ACELERACIÓN (Acceleration).- Aumento de la velocidad del movimiento del suelo en función del tiempo.ACELEROGRAFO (ACCELEROGRAPH).- Instrumento que registra la aceleración del suelo en función del tiempo en el campo cercano.

ACELERÓGRAFO DIGITAL (digital accelerograph).- Acelerógrafo que permite el registro directo de la aceleración del suelo en forma digital.

ACELERÓGRAFO OPTICO-MECÁNICO (optical-mechanical accelerograph).- Acelerógrafo que registra la aceleración del suelo en película o papel fotográfico.

ACELEROGRAMA (ACCELEROGRAM).- Dícese al registro de la aceleración del suelo en función del tiempo. Puede ser analógico (analogue accelerogram) si el acelerograma es producido por un acelerógrafo óptico-mecánico y digital (digital accelerogram) si el acelerograma está en forma de valores numéricos tiempo-aceleración, producido por un acelerógrafo digital.ASTENÓSFERA (Asthenosfere).- Parte del manto desde una profundidad de 100 a 250-300 km. y no es tan fuerte ni dura como la Litósfera. En esta zona las rocas del manto se deforman en respuesta a las fuerzas aplicadas del orden de 100 MPa. y probablemente se encuentre en estado de fusión parcial.ATENUACION (Attenuation).- Descripción de la energía sísmica con la distancia desde la fuente sísmica.AZIMUT DE ESTACION (Azimuth).- Angulo que forma el vector desde el epicentro del sismo a la estación, medido en el sentido horario a partir del norte geofísico.AZIMUT DE FALLA (Strike).- Angulo que forma la traza de una falla en la superficie con el norte geográfico y puede variar entre 0° a 360° en el sentido horario.BENIOFF, ZONA DE (Benioff zone).- Dícese a una zona estrecha definida por la distribución de los focos de terremotos y que desciende desde la superficie bajo la corteza terrestre con ángulos que varían entre 30° y 80°. Característica propia de los arcos insulares, observada por el sismólogo Hugo Benioff.

BUZAMIENTO (Dip.).- Angulo de máxima inclinación que forma el plano de falla con la horizontal.CAIDA DE ESFUERZOS (Stress drop).- Reducción súbita de los esfuerzos a través de un plano de falla durante la ruptura. Diferencia entre los esfuerzos de corte actuando en el plano de falla antes y después de un terremoto.

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CAMPO CERCANO (Near field).- Area alrededor de una fuente sísmica delimitada por una distancia desde la falla comparable con la dimensión máxima de ruptura.

CAMPO LEJANO (Far field).- Zona alejada de la fuente sísmica donde se puede considerar la fuente como un punto.

CICLO SISMICO (Seismic cycle).- Define el periodo de tiempo entre la ocurrencia de terremotos sucesivos en una fuente sismogénica (falla) y los procesos físicos que generan estos terremotos.COMPENSACION ISOSTATICA (Isostatic compensation).- Medio por el cual se equilibran las diferencias de altura de partes de la corteza terrestre, bien por “raices” debajo de ellas o bien por variaciones de densidad. También define al movimiento vertical en la corteza terrestre causada por la falta de equilibrio isostático, por ejemplo un aumento del nivel de la superficie del terreno después de haber eliminado el peso de una sábana de hielo.CORDILLERA CENTRO-OCEANICA (Mid Ocean ridge).- Alineación de tierra elevada en el fondo del Océano que se extiende por cientos de kilómetros y que tiene la forma de una cadena montañosas con un valle de rift central.

CORTEZA (Crust).- Parte de la Tierra por encima de la discontinuidad de Mohorovicic. Es menos densa que el manto. La corteza continental de las grandes regiones terrestres presenta mayor espesor, menos densa y más vieja que la corteza oceánica.

CORTEZA CONTINENTAL (Continental crust).- La corteza en zonas continentales, que incluye áreas de tierras secas, lagos y las plataformas continentales.

CORTEZA OCEANICA (Oceanic crust).- La corteza que existe al fondo del Océano profundo.DEFORMACION (Strain).- Son los cambios habidos en tamaño y forma producidos en rocas y otros materiales por presión o tensión.

DERIVA DE CONTINENTES (Continental drift).- Esta teoría explica que los actuales continentes han sido generados por el rompimiento de un gran continente y luego se han desplazado hasta sus actuales posiciones.DESLIZAMEINTO ASISMICO (Aseismic slip).- Movimiento relativo entre las dos caras de una falla geológica sin la generación de sismos; también conocido como resbalamiento de falla.DESLIZAMIENTO DE FALLA (Fault slip).- El movimiento relativo entre las dos caras de una falla geológica.DISCONTINUIDAD (Discontinuity).- Capa o límite dentro de la Tierra que separa partes de la misma que tienen diferentes propiedades, por ejemplo propiedades sísmicas.

DISCONTINUIDAD DE CONRAD (Conrad discontinuity).- Dícese a la frontera entre la copa granítica y la capa basáltica en la corteza continental.

DISCONTINUIDAD DE GUTEMBERG (Gutemberg discontinuity).- Límite que separa el manto del núcleo a una profundidad de cerca de 2900 km. por debajo de la superficie de la Tierra. La velocidad de las ondas sísmicas es diferente arriba y abajo de la discontinuidad de Gutemberg.DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC (Moho discontinuity).- Límite que separa la corteza del

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manto. El Moho está a 20-40 km. por debajo de la superficie de los continentes y cerca de 10 km. por debajo del fondo oceánico. Existe una diferencia entre las velocidades de las ondas sísmicas por encima y por debajo del Moho.

DISTANCIA EPICENTRAL (Epicentral distance).- Define la longitud del círculo máximo entre el epicentro y una estación de registro, medida en grados o km. (1 grado @ 111.11 km.).DIVERGENCIA, ZONA DE (Zone of divergence).- Llamado margen constructivo; región donde dos placas se apartan una de la otra, por ejemplo la cresta central del Atlántico. El nuevo material litosférico se forma en estas regiones.

EMJAMBRE (Swarm).- Serie de muchos sismos pequeños en un periodo corto sin un sismo principal o de magnitud mayor.

EPICENTRO (Epicentre).- Define el punto sobre la superficie de la tierra, directamente por encima del foco de un terremoto.

ESCUDO (Shield).- Superficie de rocas ígneas y metamórficas muy viejas, de la edad Pre-Cámbrica que no han sido plegadas o deformadas desde tiempos Pre-Cambricos. Ejemplo, el escudo Brasileño.ESTACION (Station).- La ubicación de un instrumento para registrar sismos, sea sismógrafo o acelerógrafo.FALLA (Active fault).- Define a una fractura geológica a lo largo de lo cual se ha producido un desplazamiento de dos bloques adyacentes en tiempos históricos o donde se han localizado focos de terremotos. El desplazamiento puede ser de milímetros a centenas de kilómetros.FALLA DE CABALGAMIENTO (Underthrust fault).- Define a un tipo de falla cuya característica principal es su ángulo pequeño de buzamiento (ejemplo, sistema de falla de Moyobamba).FALLA DE TRANSFORMACION (Transform fault).- Sinónimo de la Falla de desgarre (Strike-slip fault). Falla a lo largo de la cual dos placas se desplazan una después de la otra, sin que se forme o destruya la litósfera. Una falla típica de transformación es una falla rumbo-deslizante normal a los estratos que corta a través de una loma central de océano, llamada dorsal meso-oceánico.FALLA DEXTRAL (Right-lateral fault).- Define un tipo de falla de desgarre a lo largo de la cual el bloque más lejano a un observador se ha movido hacia la derecha.FALLA INACTIVA (Inactive fault).- Falla geológica a lo largo de la cual no hay indicios de deslizamiento en tiempos históricos y ningún foco ha sido localizado en ella.FALLA INVERSA (Thrust fault).- Fractura geológica en la cual uno de los bloques se ha movido hacia arriba con respecto al otro bloque. Este tipo de falla debe su origen a la presencia de fuerzas compresivas que actúan perpendiculares a la traza de falla (falla de cabalgamiento).FALLA NORMAL (Normal fault).- Fractura geológica en la cual uno de los bloques se ha movido hacia abajo con respecto al otro bloque. Este tipo de falla debe su origen a la presencia de fuerzas extensivas que actual perpendicular a la traza de falla.FALLA SINESTRAL (Left-lateral fault).- Define un tipo de falla de desgarre a lo largo de la cual el bloque más lejano a un observador se ha movido hacia la izquierda.FASE CO-SISMICA (Co-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico en el que ocurre el terremoto.

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FASES DE PROFUNDIDAD (Depth phases).- Fases sísmica asociadas con una reflexión en la superficie de la Tierra, pP y sS. Estas fases, son frecuentemente utilizadas para determinar la profundidad del foco de los terremotos.

FASE INTER-SISMICA (Inter-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico durante el cual se acumula la deformación elástica.FASE POST-SISMICA (Post-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico después de ocurrido el terremoto, debido a la respuesta visco-elástica de la parte inferior de la litósfera.FASE PRE-SISMICA (Pre-seismic phase).- Periodo de ciclo sísmico justo antes de la ocurrencia del terremoto.FASE SISMICA (Earthquake phase).- Diferentes tipos de ondas sísmicas registradas en una estación sísmica. Ondas sísmicas que han recorrido trayectos diferentes dentro de la Tierra, debido a la refracción y a la reflexión de las mismas.

FOCO O HIPOCENTRO (Focus, Hypocenter).- Punto en el interior de la Tierra en donde se produce el terremoto o desde el cual se produce la liberación de energía.FOSA OCEANICA (Ocean trench).- Trinchera en el suelo oceánico en una zona de subducción donde la corteza oceánica desciende por debajo de la corteza continental.GONDWANA (Gondwana land).- Supercontinente que se cree ha existido en el hemisferio sur hasta el cretácico. Se componía de América del Sur, Africa, Arabia, Madagascar, India, Sri Lanka, Australia, Nueva Zelandia y Antártico.

INGENIERIA SISMICA (Earthquake engineering).- La aplicación de los conocimientos de los sismos y las vibraciones del suelo al diseño y la construcción de obras civiles y obras públicas para proporcionar protección a vidas y a recursos en caso de un terremoto.INTENSIDAD (Intensity).- Medidas de un Terremoto (Arriba)ISOSISTA (Isoseismal).- Curva en un mapa mostrando lugares de igual nivel de intensidad.ISOSTASIA (Isostacy).- Teoría en que la corteza terrestre está próxima a un estado de equilibrio sin tendencia a desplazarse hacia arriba o abajo. Los grandes bloques de la corteza se comportan como bloques que flotan en un líquido. Principio del equilibrio de la corteza.LAGUNA SISMICA (Seismic gap).- Area o zona en donde existe una falta temporal de actividad sísmica.LAURASIA (Laurasia).- Supercontinente que se cree que ha existido en el hemisferio norte en alguna época antes del terciario. Se componía de América del Norte, Groelandia y Eurasia (Europa y Asia).LIMITE DE PLACA (Plate boundary).- Línea de contacto entre dos placas. Los límites de placas están marcados, principalmente por la actividad sísmica.

LITOSFERA (Lithosphere).- Dícese a la parte rígida más exterior de la Tierra que está compuesta por la corteza y la parte superior del manto hasta una profundidad del orden de 100 km. La litosfera es más dura que la Astenósfera.MAGNITUD (Magnitude).- Medidas de un Terremoto (Arriba)MANTO (Mantle).- Parte de la Tierra entre la corteza y el núcleo, ósea entre el Moho y la

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discontinuidad de Gutemberg. Probablemente esté constituida por MgO y SiO2, con Sodio, Calcio y Aluminio.

MAREMOTOS (Seismic sea wave, tidal wave).- Onda larga del océano, generalmente causadas por movimiento del suelo oceánico durante un terremoto. Estas olas alcanzan alturas hasta 20 m. sobre el nivel medio del mar. La altura de estas olas que en mar abierto es casi imperceptible puede tomar en las costas dimensiones catastróficas dependiendo de la configuración de estas últimas. Estas olas se llaman Maremotos o Tsunamis, este último término, derivado del japonés, es el que ha sido aceptado casi universalmente en todas las lenguas.MARGEN DE PLACA (Plate margin).- Borde de una placa. En los márgenes de placas se localizan la mayoría de los terremotos, además de la actividad volcánica y tectónica. Existen tres tipos: márgenes constructivos, en los cuales se está formando nueva corteza; márgenes destructivos, en los cuales una placa se hunde debajo de otra y márgenes conservadores en las cuales las placas se limitan a desplazarse una con relación a la otra.MESOSFERA (Mesosphere).- Parte del manto por debajo de la Astenósfera, osea, desde una profundidad de 250-300 km. hasta el núcleo.

MICROSISMOS (Microseismics).- Perturbaciones continuas registradas en los sismógrafos y son debidas a una variedad de causas. Gran parte de estas perturbaciones están asociadas con fenómenos meteorológicos sobre el océano, como, zonas de baja presión, ciclones tropicales, etc.MICROTERREMOTOS (Micro earthquakes).- Terremotos muy pequeños detectables solamente con aparatos muy sensibles situados a muy corta distancia de su origen y pueden estar asociados a procesos de ajuste en las capas superiores de la corteza terrestre o a corrimientos muy pequeños de las fallas.

MICROZONIFICACION SISMICA (Seismic microzonation).- La división de una ciudad en áreas de diferentes niveles de peligrosidad sísmica según características locales como geología superficial y la topografía.

NUCLEO (Core).- Parte central de la Tierra, por debajo de la discontinuidad de Gutemberg, a una profundidad de cerca de 2900 km. El núcleo está compuesto casi totalmente por hierro, y puede dividirse en núcleo exterior, (líquido); y núcleo interior (sólido) a una profundidad de 5100 Km. La densidad del núcleo es el doble de la densidad del manto.OBSERVACION MACROSISMICA (Macroseismic observation).- Observación de los efectos de los terremotos en el campo, sin hacer uso de instrumentos que registran la vibración del suelo.ONDA P (P – Wave).- Ondas sísmicas en las cuales el movimiento de la partícula se realiza en la misma dirección en la cual se propagan las ondas. Las ondas P son de alta frecuencia y longitud de onda corta.

ONDA Rayleigh (Rayleigh Wave).- Onda superficial del suelo solo en el plano vertical conteniendo la dirección de propagación de la onda. Estas ondas solo están presentes en terremotos con foco a profundidad superficial y son de baja frecuencia y longitud de onda larga.ONDA S (S- Wave).- Ondas sísmicas en las cuales el movimiento de la partida está a 90° de la

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dirección de propagación de las ondas. Las ondas S son de baja frecuencia y longitud de onda larga.ONDAS INTERNAS (Body waves).- Nombre colectivo para las ondas P y las ondas S.ONDAS Love (Love waves).- Onda superficial con movimiento solo horizontal de corte normal a la dirección de propagación. Las ondas Love son de baja frecuencia y longitud de onda larga.ONDAS SISMICAS (Seismic Waves).- Ondas elásticas que se propagan dentro de la tierra, generadas por un terremoto o explosión.

ONDAS SUPERFICIALES (Surface waves).- Ondas sísmicas que solo se propagan en la superficie de la Tierra. Ondas Rayleigh y Love.

PANGEA (Panguea).- Supercontinente formado por Gondwana y Laurasia. La Pangea empezó a romperse hace aproximadamente 200 millones de años en el Jurásico.PELIGROSIDAD SISMICA (Seismic Hazard).- Define la probabilidad de que haya un movimiento fuerte de cierta intensidad en un lugar dentro de un periodo de tiempo especificado.PERIODO DE RETORNO (Return period).- Define el lapso de tiempo promedio entre las ocurrencias de terremotos con un determinado rango de magnitud; es igual a la reciproca de la frecuencia de ocurrencia.PLACA (Plate).- Parte de la superficie terrestre que se comporta como una unidad rígida simple. Las placas tienen de 100 a 150 km. de espesor. Están formadas por la corteza continental o corteza oceánica o por ambas, encima del manto superior. Las placas se mueven con relación al eje de la Tierra y de unas a otras. Existen 7 grandes placas (Africana, Euroasiatica, Indo-Australiana, Pacífica, Nortamericana, Sudamericana y Antártica) y varias más pequeñas.

PRECURSORES (Foreshocks).- Terremotos de magnitud pequeña que anteceden a un terremoto de magnitud elevada. Sin embargo, esto no ocurre con regularidad para ser utilizado como un modo de predecir terremotos grandes.

REBOTE ELASTICO (Elastic rebound).- La teoría de generación de los terremotos que propone que las fallas permanecen fijas mientras se acumulan los esfuerzos lentamente en las rocas vecinas y luego se desplazan súbitamente.

RECURRENCIA (Recurrence).- La relación entre la magnitud y la frecuencia de ocurrencia de los sismos en una región.

REPLICAS (Aftershocks).- Terremotos de magnitud pequeña que siguen a un terremoto de magnitud elevada. Algunas series de réplicas duran largo tiempo como la que siguió al terremoto de Alaska de 1964 con más de un año de duración. La frecuencia de réplicas disminuye más o menos rápidamente con el tiempo.

SATURACION INSTRUMENTAL (Clippling).- Perdida de información en los extremos de un registro sísmico cuando la amplitud del mismo excede el límite del registrador o la máxima deflexión del galvanómetro.

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SEAQUAKE (Seaquake).- Dícese a la sensación de un sismo en un barco debido a la propagación de ondas P en el agua.

SIAL (Sial).- Define las partes de la corteza terrestre formada por rocas conteniendo Silice y Aluminio.SIMA (Sima).- Define las partes de la corteza terrestre formada por rocas conteniendo Silice y Magnesio.SISMOSCOPIO (Seismoscope).- Instrumento que registra el movimiento del terreno en un sismograma sin señales o marcas de tiempo.

SISMOGRAFO (Seismograph).- Instrumento que registra los movimientos de la superficie de la Tierra en función del tiempo y que son causados por ondas sísmicas (terremotos).SISMOGRAFO DE BANDA ANCHA (Broad-band seismograph).- Sismógrafo que tiene su respuesta casi constante en un rango amplio de frecuencias, entre 0.08 – 10 Hz.SISMOGRAFO ELECTROMAGNETICO (Electromagnetic seismograph).- Sismógrafo en el que el movimiento del sismómetro se realiza por la resistencia de un galvanometro a una corriente generada por el movimiento de una bobina dentro del campo de un imán permanentemente.SISMOGRAMA (Seismogram).- Define al registro producido por un sismógrafo.SISMOLOGIA (Seismology).- Ciencia que estudia los terremotos, fuentes sísmicas y propagación de ondas sísmicas a través de la Tierra.

SISMOMETRO (Seismometer).- Componente principal de un sismografo, sensor que responde al movimiento del suelo.SUBDUCCION, ZONA DE (Subduction zone).- Dícese al proceso en la cual una placa tectónica de tipo oceánica desciende hacia el interior de la tierra por debajo de una placa continental.TECTONICA (Tectonics).- Adjetivo para referirse a la estructura de la superficie de la Tierra y a las fuerzas y deformaciones de la misma.

TELESISMO (Teleseismic).- Define a los terremotos que ocurren a distancias mayores a 1000 km. y son registrados por sismógrafos muy sensibles.

TERREMOTO (Earthquake).- Movimiento repentino de parte de la corteza terrestre o sacudida producida en la corteza terrestre o manto superior. Un terremoto puede ser causado por el movimiento a lo largo de una falla o por actividad volcánica.TERREMOTO INTERMEDIO (Intermediate earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una profundidad entre 60-350 km.

TERREMOTO LOCAL (Local earthquake).- Define a los terremotos que ocurren a distancias menores a 1000 km.

TERREMOTO PROFUNDO (Deep earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una profundidad mayor a 350 km. y donde el material esta sometido a altas presiones y temperaturas no siendo probable ser explicado en términos de una simple fractura.TERREMOTO SUPERFICIAL (Shallow earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una

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profundidad menor a 60 km. y están asociados directamente a los movimientos relativos de los lados de una falla y a veces pueden ser observadas en superficie.TERREMOTO TECTONICO (Tectonic earthquake).- Terremoto que es el resultado de la liberación súbita de la energía acumulada por la deformación de la corteza terrestre y que dan origen a la formación de los continentes y montañas.

TERREMOTO VOLCANICO (Volcanic earthquake).- Dícese al terremoto asociado con un movimiento de magma.

TIEMPO ORIGEN (Origen Time).- Momento en el cual se produce el terremoto o se inicia la ruptura de la falla. Frecuentemente, el tiempo origen es dado en la Hora Universal (GMT).VIDA UTIL (Design life).- Define el periodo de tiempo durante el cual está previsto el uso de una construcción.VULNERABILIDAD (Vulnerability).- Define la probabilidad de que una estructura sufra daños cuando se somete a un movimiento fuerte (ejemplo, terremoto) de cierta intensidad.ZONA DE SOMBRA (Shadow zone).- Rango de distancias epicentrales en el que las ondas P se registran con amplitudes reducidas debido a la reflexión y la refracción en el núcleo.ZONIFICACION SISMICA (Seismic zoning).- Mapa de una región que indica áreas donde el nivel de peligrosidad sísmica es casi constante o donde se exigen los mismos criterios para el diseño sismorresistente

CONCLUSIONES

El origen del 90 % de los terremotos es tectónico, relacionado con zonas fracturadas o fallas, que dejan sentir sus efectos en zonas extensas. Otro tipo están originados por erupciones volcánicas y existe un tercer grupo de movimientos sísmicos, los llamados locales, que afectan a una región muy pequeña. Éstos se deben a hundimientos de cavernas, cavidades subterráneas o galerías de minas; trastornos causados por disoluciones de estratos de yeso, sal u otras sustancias, o a deslizamientos de terrenos que reposan sobre capas arcillosas.

    Las aguas de los mares son agitadas por los movimientos sísmicos cuando éstos se producen en su fondo o en las costas. A veces sólo se percibe una sacudida, que es notada en las embarcaciones; pero con frecuencia se forma por esta causa una ola gigantesca que se propaga por la superficie con la misma velocidad que la onda de la marea y que al estrellarse en las costas pueden ocasionar grandes desastres. Estas grandes olas sísmicas se llaman de translación y también tsunamis.

    Un terremoto se origina debido a la energía liberada por el movimiento rápido de dos bloques de la corteza terrestre, uno con respecto al otro. Este movimiento origina ondas teóricamente esféricas ondas sísmicas, que se propagan en todas las direcciones a partir del

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punto de máximo movimiento, denominado hipocentro o foco, y del punto de la superficie terrestre situado en la vertical del hipocentro a donde llegan las ondas por primera vez, el epicentro.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

http://www.igepn.edu.ec/index.php/sismos/sismicidad/grandes-terremotos.html

http://es.wikipedia.org/wiki/Terremoto

http://es.wikipedia.org/wiki/Sismicidad

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/ecuador/gshap.php

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/ecuador/seismicity.php

http://gatz512.wordpress.com/2009/11/18/sismos-en-el-ecuador/

http://www.monografias.com/trabajos38/volcanes-sismos/volcanes-sismos2.shtml

http://ingenieriageofisica.com/sismicidad-en-el-mundo/

http://www.hoy.com.ec/noticias-ecuador/la-sismicidad-siempre-acecha-al-ecuador-50804.html

http://www.geocienciaspanama.org/publicaciones/18-terremotos-y-tsunamies-en-panama

http://www.monografias.com/trabajos/sismologia/sismologia.shtml

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