Movimientos sísmicos

Cada cierto tiempo, en algunas zonas del planeta, la tierra tiembla. Cuando esto sucede el suelo se abre, los edificios se derrumban y se producen corrimientos de tierras. Ha ocurrido un terremoto o sismo.

Los movimientos sísmicos son consecuencia de los desplazamientos que tienen lugar en la parte más externa del planeta: la litosfera. Ésta se halla dividida en varias partes, conocidas por placas, que en unos lugares crecen y en otros se destruyen. Allí donde las placas rozan entre sí, las inmensas tensiones generadas se reflejan en forma de volcanes y movimientos sísmicos.

Tales tensiones estiran o comprimen los terrenos rocosos, deformándolos. Cuando el terreno no puede seguir soportando la deformación, las rocas se rompen o desplazan de manera brusca y liberan grandes cantidades de energía que se propaga por el terreno haciéndolo vibrar. Tal es el mecanismo mediante el cual se produce un sismo.

Las zonas donde con mayor frecuencia se producen movimientos sísmicos coinciden con los límites de las placas litosféricas. Estas zonas se distinguen por la presencia de grandes cordilleras, fracturas en el terreno y presencia de volcanes.

Dados los riesgos que conllevan los movimientos telúricos, el ser humano dedica un esfuerzo considerable a su estudio. Parte de este esfuerzo se centra en la investigación de los distintos tipos de ondas mediante las que la energía de los sismos recorre el suelo. Los aparatos diseñados para registrar la llegada de dichas ondas se denominan sismógrafos.

Estos instrumentos aportan abundante información sobre un sismo. Permiten definir en qué punto del interior terrestre se ha generado, delimitar la zona de la superficie más afectada y medir la magnitud del temblor. El estudio de datos históricos de este tipo, así como la atenta observación de algunos signos que preceden a los movimientos sísmicos, permiten adoptar medidas que podrían mitigar sus efectos destructivos.

¿Por qué se produce un sismo?

Un sismo o terremoto es un movimiento brusco y repentino de la corteza terrestre, resultado de las tensiones que genera la dinámica interna del planeta. En ciertas zonas, como los límites entre placas litosféricas, esta dinámica hace que las rocas de la corteza se vean sometidas a fuerzas que las hacen deformarse elásticamente.

Los sismos o terremotos son movimientos bruscos y repentinos que se producen en la corteza terrestre y pueden tener graves efectos destructivos en la superficie. En la imagen, corrimiento de tierras en El Salvador tras el terremoto de 2001.

Cuando las rocas ya no son capaces de continuar deformándose se rompen o se desplazan. En ambos casos se liberan grandes cantidades de energía. Esta energía se propaga en forma de ondas, que sacuden y hacen temblar el terreno. Cuando esto ocurre se dice que ha tenido lugar un movimiento sísmico. Después se producen otros temblores de menor intensidad, a medida que las rocas rotas y desplazadas se reacomodan. Son las llamadas réplicas.

Como ya se ha mencionado, los movimientos sísmicos son característicos de las regiones donde interaccionan las placas litosféricas, colisionando o subduciendo una bajo otra. De forma más específica, un sismo se produce como consecuencia de la aparición de una falla o del desplazamiento de una falla ya existente.

Fallas

Una falla es una fractura en un terreno rocoso. Está formada por dos labios, que son los dos bloques de roca en que se encuentra dividido el terreno. Los labios pueden desplazarse uno con respecto al otro de tal modo que se separan, se deslizan lateralmente o se monta sobre el otro. La superficie de fractura se denomina plano de falla, y la medida del desplazamiento entre ambos bloques, salto de falla.

Aunque pueden aparecer aisladas, lo normal es que las fallas formen grupos, con el terreno seccionado por abundantes superficies de fractura. Su longitud puede oscilar entre unos metros y varios kilómetros.

El origen de las fallas se sitúa en los esfuerzos a que se ve sometida la litosfera. Tales esfuerzos pueden ser de distensión, de contracción y también de deslizamiento lateral, y cuando afectan con la suficiente intensidad a un terreno rocoso pueden llegar a fracturarlo; la consecuencia es un movimiento sísmico. La velocidad a que tiene lugar la fractura y, por tanto, a la que crece la falla, es de unos 3,5 km/s.

La naturaleza de los materiales también influye en el proceso. Un terreno que posea una alta plasticidad podrá soportar mejor los esfuerzos que otro más rígido. Los terrenos plásticos tienden a plegarse, y no a generar fallas. Cuando las tensiones de la litosfera afectan a una falla existente de antemano, la energía se acumula hasta que se sobrepasa la fuerza de rozamiento que mantiene los bloques estáticos. En ese momento, la fuerza se libera, los bloques se mueven y se produce la sacudida.

Imagen topográfica del conjunto de fallas Alquist-Priolo, de la que forma parte la falla de San Andrés, en el valle de Los Ángeles. Una falla es una fractura en un terreno rocoso que posibilita que los dos «labios» se desplacen uno respecto al otro, provocando terremotos.

Los diferentes movimientos relativos entre los labios permiten distinguir varios tipos de fallas. En las rectas, el plano de falla es vertical y un labio se eleva sobre el otro. En las fallas normales, el plano es oblicuo; el labio que se sitúa en posición elevada respecto al otro se conoce como levantado, mientras que el segundo es el labio hundido. En las fallas transformantes, el plano es vertical y los labios se mueven en dirección transversal, cada uno en un sentido.

La falla de San Andrés, en el estado americano de California, constituye un ejemplo perfecto de gran falla transformante. Los bloques consisten en realidad en dos placas litosféricas diferentes, que se deslizan lateralmente una con respecto a la otra. Tales desplazamientos son causa de la intensa actividad sísmica que sufre la zona.

Hipocentro y epicentro

El punto del interior de la Tierra donde se origina un movimiento sísmico se denomina hipocentro. Desde este lugar, la energía liberada se propaga de forma concéntrica, en todas las direcciones, a través del terreno. El epicentro es el punto de la superficie terrestre donde antes se percibe el temblor. Dicho de otro modo, es el lugar de la superficie que primero alcanzan las ondas sísmicas. Su posición es vertical con respecto al hipocentro.

Dependiendo de la profundidad a la que se encuentra el hipocentro, los movimientos sísmicos se dividen en tres tipos: de foco superficial, de foco intermedio y de foco profundo. Los sismos de foco superficial tienen su hipocentro a una profundidad situada entre 10 y 20 kilómetros. Entre los de este tipo se incluyen los movimientos sísmicos de origen volcánico, provocados por la presión de los gases que se separan del magma cuando éste asciende hacia la superficie terrestre.

También forman parte de los movimientos sísmicos superficiales los ocasionados por el hundimiento de cuevas y desprendimiento de taludes. Suelen ser de efectos muy localizados y escasa magnitud.

En los sismos de foco intermedio, el hipocentro se encuentra entre 20 y 70 kilómetros. Por último, el hipocentro de los movimientos sísmicos de foco profundo puede darse a profundidades entre 70 y 700 kilómetros.

La profundidad a que se produce un sismo tiene importante influencia sobre sus efectos. Los movimientos sísmicos superficiales afectan a áreas reducidas, pero ocasionan enormes daños, ya que las ondas sísmicas llegan a la superficie con muy escasa amortiguación.

En los temblores de foco profundo sucede lo contrario. Dado el mayor recorrido de las ondas a través del terreno, éstas llegan a la superficie atenuadas, si bien el área que se ve afectada es mucho mayor.

Esquema de las principales zonas de actividad de un movimiento sísmico.

Maremotos. Cuando los movimientos sísmicos se producen en el fondo oceánico, la energía liberada provoca una agitación de las aguas conocida como maremoto. Al igual que ocurre en los medios sólidos, la energía se transmite por el agua como ondas sucesivas, que llevan a que se forme un tipo muy especial de olas: los tsunamis.

Tales olas parecen inicialmente de escasa relevancia, poseen entre unos pocos centímetros y un metro de altura, con distancias entre ellas incluso de más de un kilómetro. Sin embargo, cuando alcanzan las plataformas continentales, pueden ganar tamaño rápidamente y, sobre todo, dejan de avanzar de forma envolvente para hacerlo de forma directa.

La parte inferior de los tsunamis se frena al chocar contra el fondo oceánico, que en las cercanías de la costa se hace menos profundo. Al mismo tiempo, la parte superior se eleva. Se forma así una ola, que en ocasiones puede alcanzar varias docenas de metros de altura, que se precipita sobre el litoral. Su velocidad puede llegar a los 100 km/h, lo que convierte a los tsunamis en fenómenos temibles por su elevado poder de destrucción.

Los daños producidos dependen, además de las dimensiones de estas olas, de la orografía de las costas. Los litorales llanos permiten que el agua penetre en el continente hasta grandes distancias.

Imagen de las olas causadas por el tsunami de diciembre de 2004 que alcanzaron las costas de Sri Lanka. Aunque las olas no fueron mucho más grandes que las de fenómenos marítimos normales, su movimiento (directo en vez de envolvente) y su velocidad causaron cuantiosos daños humanos y materiales.

A diferencia de los movimientos sísmicos que tienen lugar en el continente, donde sus efectos son menores a medida que aumenta la distancia al epicentro, el efecto de los maremotos se deja sentir a enormes distancias. Los tsunamis pueden cruzar todo un océano, a velocidades de 800 km/h, antes de descargar su furia sobre las costas.

Distribución geográfica de los sismos

Existe una clara relación entre la actividad geológica en el borde de las placas litosféricas y la producción de movimientos sísmicos. La interacción entre placas es la fuente de las tensiones necesarias para desencadenar un movimiento sísmico. En consecuencia, la mayor parte de la actividad sísmica del planeta se concentra en un conjunto de líneas bien definidas, conocidas como cinturones sísmicos.

Cabe destacar, así, el cinturón circumpacífico, el del Mediterráneo-Indonesia y el centro de las cuencas de los océanos Atlántico, Índico y Pacífico sur. El cinturón circumpacífico rodea al océano Pacífico y se caracteriza por presentar una abundante actividad sísmica y volcánica. Corresponde a los bordes de las placas litosféricas Pacífica, Nazca y Cocos, donde predomina el fenómeno de subducción. Es la zona del planeta donde se produce la actividad sísmica más importante.

El cinturón del Mediterráneo-Indonesia comprende el límite de las placas: Eurasiática por el norte y Africana y Australiana por el sur. En la mayor parte de su longitud predomina la subducción, con la salvedad de la zona de Asia meridional, donde se produce colisión entre las placas. En ambos casos, los movimientos sísmicos que tienen lugar son de alta magnitud.

Mayor diversidad presenta el centro de las cuencas de los océanos Atlántico, Índico y Pacífico sur. Cada caso corresponde a los lugares donde se forman las placas litosféricas oceánicas, las dorsales. El fenómeno predominante en estas zonas es el de expansión activa de la litosfera. Los sismos que se producen en esta región son de magnitud baja y moderada.

Principales zonas sísmicas del planeta.

Dependiendo de la interacción en el borde de las placas, los movimientos sísmicos son de distinto tipo. En las dorsales oceánicas, por ejemplo, son de foco intermedio, con hipocentros a profundidades de unos setenta kilómetros. Cuando el límite entre placas se manifiesta como una falla transformante, como en la de San Andrés, los sismos son de foco superficial, con el epicentro en la línea de falla. Si una placa litosférica subduce bajo otra, se producen diferentes modalidades de movimientos sísmicos a lo largo del plano de Benioff.

A bajas profundidades, los terremotos superficiales se deben a fuerzas que tienden a abrir el terreno. A profundidades intermedias, las fuerzas ocasionan roturas transversales de las rocas. Finalmente, a gran profundidad, los movimientos sísmicos son producidos por fuerzas de compresión. Si el borde de las placas no corresponde a ninguno de los tipos anteriores, sino que resulta de naturaleza más difusa, los temblores acostumbran a ser superficiales.

Ondas sísmicas P, S y L

La energía liberada por un movimiento sísmico se transmite a través del suelo en forma de ondas. Estas ondas se dividen en tres tipos, cada uno de ellos con velocidades y efectos diferentes sobre el terreno: P, S y L.

Tipos principales de ondas sísmicas.

De los tres tipos, las ondas P son las más rápidas y, por tanto, las que antes pueden sentirse y medirse. También se conocen como ondas primarias, longitudinales y de compresión. La causa de esta última denominación es que se propagan por el terreno mediante una serie de compresiones y expansiones, de forma parecida a un muelle. En consecuencia, hacen que los materiales que atraviesan experimenten una variación momentánea de volumen: expandiéndose y contrayéndose en una dirección paralela a la de desplazamiento de la onda.

Generación de ondas P y S en la Tierra durante un terremoto.

Una característica importante de las ondas P es su capacidad para propagarse en toda clase de medios, ya sean sólidos, líquidos o gaseosos. En cada caso, su velocidad de las ondas, dependiendo de la densidad del medio. A mayor densidad, menor velocidad.

Por el contrario, la velocidad de transmisión de las ondas P aumenta con la incompresibilidad del medio y, también, con su rigidez. Si las ondas atraviesan, por ejemplo, un terreno arenoso, lo hacen a menor velocidad que si pasan por granito, que es mucho más rígido. En medios líquidos, la rigidez es nula pero la incomprensibilidad es elevada, lo que produce altas velocidades de transmisión.

Forma de propagación de las ondas superficiales Rayleigh y Love.

Las ondas S reciben también los nombres de ondas secundarias y transversales. El motivo es que la deformación que producen es perpendicular a la dirección de desplazamiento. El efecto es similar al que se da cuando una cuerda sostenida por ambos extremos se somete a una breve sacudida.

La velocidad de las ondas secundarias es inferior a la de las ondas P. La velocidad depende de la densidad del medio, de modo que al aumentar la densidad decrece la velocidad. Esta rapidez de propagación depende asimismo de la rigidez que posea el terreno. En un medio líquido o gaseoso, con rigidez nula, las ondas S no pueden propagarse.

Las ondas L o superficiales se propagan por la superficie del terreno, a diferencia de los dos tipos anteriores, que lo hacen por el interior. También pueden desplazarse por la superficie de contacto entre dos medios diferentes, como agua y roca, o dos rocas con distintas características mecánicas.

Al transmitirse producen una deformación en el terreno similar a la que tiene lugar en la superficie de un estanque cuando se arroja una piedra. Su velocidad es inferior a la de las ondas P y S, aunque de valor muy constante, sin apenas aceleraciones ni deceleraciones. Estas ondas son las causantes de los grandes daños asociados a los movimientos sísmicos.

Las ondas L se dividen a su vez en dos tipos: Rayleigh y Love. Las primeras hacen que las partículas del terreno por el que circulan tracen un recorrido elíptico. La elipse es vertical con respecto a la dirección de propagación de las ondas, de modo similar a una ola. Cuando una partícula de terreno se encuentra en lo alto de la elipse su desplazamiento es retrógrado, y cuando está en su punto inferior, anterógrado.

En las ondas Love, la deformación inducida en el terreno es del todo diferente. Se genera en el plano horizontal y perpendicularmente a la dirección de desplazamiento de las ondas. La velocidad de estas perturbaciones es superior a la de las ondas Rayleigh.

El estudio de las ondas sísmicas, y en particular de las P y S, resulta de gran utilidad en geología, ya que permite analizar por medios indirectos cómo es el interior de la Tierra. Sus cambios de velocidad dan una indicación de la naturaleza de los materiales que atraviesan, así como de dónde se encuentran las discontinuidades que separan las diferentes capas del planeta.

Cuando llegan a éstas, una parte de las ondas se refleja y otra se refracta, variando su dirección de propagación. La desaparición de las ondas S constituye una prueba de que el medio por el que se propagan es líquido, como ocurre en el núcleo terrestre.

Intensidad y magnitud de los sismos

Para la medición de la fuerza alcanzada por un movimiento sísmico se usan dos escalas de referencia que llevan el nombre de dos notables geólogos: Mercalli y Richter. La primera, la más antigua pues data de 1902, clasifica los movimientos sísmicos en doce grados de intensidad. Se basa en los efectos que causan sobre el entorno, como por ejemplo los daños causados en los edificios. Esta escala ha caído en desuso, pues los efectos de un sismo dependen de factores muy diversos como la naturaleza del terreno, la distancia existente hasta el epicentro, la profundidad del hipocentro y el tipo de edificios afectados. La tabla 1 recoge los significados de los doce grados de intensidad de la escala de Mercalli.

Tabla 1. Escala Mercalli.

La división en grados de la escala de Mercalli fue establecida mediante observación directa de los daños causados por los sismos y por encuestas realizadas entre personas afectadas. A pesar de lo espectacular de las descripciones de cada uno de los grados, su medida resulta muy subjetiva.

Basándose en los grados de intensidad alcanzados por un sismo en los diferentes puntos se puede trazar un mapa de intensidad. Éste mostrará que los efectos del temblor decrecen a medida que aumenta la distancia al epicentro. Las líneas que unen puntos con el mismo grado de intensidad, denominadas isosistas, poseen una forma más o menos elíptica y se disponen de modo concéntrico alrededor del epicentro. Las que unen puntos donde el terremoto se ha sentido a la misma hora se conocen por homosistas.

Escala de Richter

Propuesta en 1935 por el estadounidense Charles Richter, la escala que lleva su nombre resulta de mayor utilidad que la de Mercalli. Clasifica los movimientos sísmicos en grados no de intensidad, sino de magnitud. Se basa en la energía liberada por las rocas cuando se rompen y desplazan durante un terremoto; en otras palabras, en la medición de las ondas sísmicas (v. tabla 2). Para calcular la magnitud de un sismo se divide la amplitud de las ondas sísmicas por su periodo, o espacio de tiempo entre dos ondas sucesivas.

Tabla 2. La escala de Richter comparada con los kilos de TNT necesarios para liberar una cantidad similar de energía y ejemplos de terremotos significativos.

La escala de Richter es exponencial. Ello quiere decir que los sismos de cada nivel de magnitud poseen ondas de una amplitud diez veces superior a la de los de magnitud inmediatamente inferior. El valor 6, por ejemplo, se asocia a una amplitud de las ondas sísmicas que multiplica por diez la de la magnitud 5.

Además, la de Richter es una escala abierta, sin límite superior. La máxima magnitud de un sismo registrada hasta el presente es de 9,5. Es muy posible que se hayan producido movimientos sísmicos de magnitudes mayores en el pasado, cuando todavía no se realizaban mediciones de los mismos.

Los seres humanos perciben movimientos sísmicos de magnitud igual o superior a 2. Los de valor 4,5 en esta escala provocan daños localizados. Los de magnitud 5 liberan una energía equivalente a una pequeña bomba atómica. A medida que se asciende en la escala, los efectos van en aumento.

La ventaja que presenta la escala de Richter con respecto a la de Mercalli es que la magnitud de un sismo no depende del lugar donde se tomen las mediciones. Un temblor de magnitud 7 puede provocar en cierto lugar efectos correspondientes a una intensidad X de Mercalli, y en otros de intensidad VII, dependiendo de la distancia al epicentro y otros factores. Además, si un sismo se da en una zona deshabitada tendrá un valor bajo en la escala de Mercalli no relacionado con la amplitud de sus efectos físicos.

Sismos de gran magnitud

Cada año se producen en el mundo entre doce y catorce mil sismos con magnitudes perceptibles para el hombre. La cifra de los que resultan inapreciables asciende a más de un millón anuales.

A comienzos del siglo xx, en 1906, la intensa actividad de la falla de San Andrés, en California provocó un terremoto que arrasó la ciudad de San Francisco. Las vibraciones del suelo, unidas a los incendios que se produjeron, dejaron la ciudad reducida a ruinas.

Imagen histórica de las consecuencias del sismo que asoló la ciudad californiana de San Francisco en el año 1906.

En 1960 un terremoto de magnitud 9,5 en la escala de Richter sacudió Chile, con epicentro cerca de la ciudad de Concepción. La causa fue una violenta actividad geológica en la zona de la cordillera de los Andes. Fallecieron dos mil personas y varios millones perdieron sus hogares. Los efectos no se limitaron al continente americano. La sacudida se propagó bajo las aguas del Pacífico, provocando un tsunami que cruzó el océano y acusó pérdidas personales y materiales en Japón, Filipinas y Hawaii, entre otras zonas.

El movimiento sísmico de Chile de 1960 alcanzó magnitud 9,5 en la escala de Richter y dejó una secuela de muerte y destrucción. En la imagen, estado en el que quedó una calle de la ciudad de Valdivia.

Un movimiento sísmico de magnitud 9,2 azotó las tierras de Alaska en 1964. El epicentro se situó en las cercanías de la ciudad de Anchorage. Aunque se padecieron pérdidas personales y materiales, no fueron tan elevadas como las que se habrían producido en un territorio más poblado. Finalmente, la subducción de la placa litosférica índica desencadenó en 2004 un maremoto al norte de Indonesia. La magnitud alcanzada fue de 9 en la escala de Richter. El tsunami resultante condujo a la muerte a casi 300.000 personas.

Sismógrafos y sismogramas

El primer aparato que se empleó para captar movimientos sísmicos data del año 130 de la era cristiana y fue construido en China. Consistía en una vasija, en cuya parte superior se disponía una serie de mordazas. Cada una sostenía una bola de metal. Cuando la tierra temblaba, la vasija actuaba como cámara de resonancia y amplificaba las vibraciones. Éstas se transmitían a las mordazas que, al temblar, dejaban caer las bolas. Aunque rudimentario, el aparato servía para dar aviso de vibraciones apenas perceptibles para el ser humano.

Los sismógrafos son instrumentos de alta sensibilidad que permiten registrar la magnitud de las ondas sísmicas. En la imagen, un técnico realiza la lectura de los datos aportados por un sismógrafo.

Actualmente, el registro de las ondas sísmicas se realiza con un aparato llamado sismógrafo. Los sismógrafos se sitúan sobre el suelo y llevan en su interior un peso suspendido, a modo de péndulo. Este peso se halla sujeto por un alambre o muelle, que evita que las vibraciones del soporte se transmitan al peso. Cuando se produce un sismo el suelo tiembla, y con él el sismógrafo. El peso, sin embargo, tiende por inercia a permanecer inmóvil. Las oscilaciones relativas del soporte se registran en una cinta de papel continuo sobre la que dibuja una plumilla unida al peso.

Dependiendo de los tipos de ondas que se quieran medir, se emplean sismógrafos diferentes, aunque en ambos casos responden al funcionamiento antes descrito. En los sismógrafos de péndulo vertical, el peso pende verticalmente y registra la presencia de ondas horizontales, que hacen vibrar el suelo en el plano horizontal: las ondas S y Love.

Para averiguar en qué dirección se propaga una onda horizontal se emplean dos sismógrafos. Uno de ellos se orienta en la dirección norte-sur, y el otro en la este-oeste. De este modo, combinando sus registros se determina la dirección. Por otro lado, en los sismógrafos de péndulo horizontal, el peso está sujeto por una varilla horizontal. Se emplean para captar ondas que hacen vibrar el suelo en la dirección vertical: las ondas P y las ondas Rayleigh.

En una estación sismológica ha de haber al menos tres sismógrafos: uno de péndulo vertical y dos de péndulo horizontal. No obstante, lo normal es que haya muchos más, de diferentes precisiones, para garantizar la buena calidad de las medidas.

En cualquiera de los tipos descritos, es habitual que los sismógrafos dispongan de sistemas de amplificación, ópticos o electromagnéticos, que les permiten registrar las vibraciones más débiles. El sistema más sencillo se basa en una fuente de luz, un espejo y un papel fotográfico. Un haz de luz puede desviarse mediante un espejo y hacerse incidir a distancias importantes.

En estas circunstancias, si el espejo experimenta un movimiento, aunque sea leve, el haz reflejado sufre una desviación importante. Los sismógrafos reproducen este funcionamiento. El peso está dotado de un espejo, sobre el que incide un haz de luz, que rebota para ir a incidir en una banda de papel fotográfico. Cuando el peso se mueve, el haz rebotado se desplaza, ampliando el movimiento, y deja un registro sobre el papel.

Los sismógrafos cuentan con otro tipo de sistemas, en este caso de amortiguación, que evitan que el peso continúe moviéndose por inercia cuando las vibraciones del suelo ya han cesado. Dichos sistemas suelen ser de tipo electromagnético. Poseen un complejo sistema de relojería que permite saber en qué momento llega cada tren de ondas.

Sismograma, o representación en una cinta de papel del registro de las ondas sísmicas por medio de un sismógrafo. En él se puede apreciar las ondas generadas por el terremoto de baja magnitud ocurrido en Canadá el 20 de junio de 2006.

El registro producido por los sismógrafos es un sismograma, que consiste en una cinta de papel donde el peso del sismógrafo va marcando las vibraciones que percibe. Las diferentes ondas sísmicas se propagan por el terreno a distinta velocidad, por lo que no llegan al sismógrafo al mismo tiempo. El retraso entre unas y otras depende de la distancia a que el sismógrafo se encuentra del epicentro.

Las ondas más rápidas y las primeras en llegar son las P. Pueden reconocerse en el sismograma por la baja amplitud de las oscilaciones que producen. A continuación llegan las ondas S, caracterizadas por oscilaciones de una amplitud mayor. Finalmente, el sismógrafo es alcanzado por las ondas L, cuya amplitud es la más alta de todas.

Se puede extraer bastante información de un sismograma. Además de la amplitud de las ondas, es posible averiguar su frecuencia de llegada: el número de vibraciones por unidad de tiempo. El retraso que figura entre la llegada de las ondas P y S permite además determinar la distancia al epicentro. Los retrasos entre las ondas P, S y L, conduce a otro valor: la profundidad del hipocentro.

Para el cálculo de la posición del epicentro son necesarias tres estaciones sismológicas ubicadas en diferentes lugares. Cada una calcula basándose en la distancia al epicentro. Sobre un mapa se trazan circunferencias desde cada estación, con un radio correspondiente a las distancias obtenidas en cada caso. El punto donde se cortan las tres circunferencias es el epicentro.

Una vez concluido un sismo, los sismogramas continúan mostrando llegada de ondas. Se trata de la parte de las ondas anteriores que durante su recorrido por la Tierra se han reflejado en alguna discontinuidad de su estructura interna, motivo por el que llegan con retraso.

Incluso tras la desaparición de estas ondas reflejadas el sismograma muestra registros; se trata del rumor de fondo. Éste no se debe a ningún sismo, sino a vibraciones del terreno causadas por el viento, el embate continuado de las olas contra las costas o a determinados aspectos de la actividad humana como, por ejemplo, el tráfico. Para reducir en la mayor medida posible este rumor de fondo, las estaciones sismológicas se ubican en lugares alejados de los núcleos de población.

Predicción de movimientos sísmicos

La prevención de los movimientos sísmicos comienza por el estudio de las zonas que presentan una mayor actividad de este tipo. Atendiendo a los registros históricos se puede definir qué partes de las fallas no han experimentado movimientos en las últimas décadas. Esto puede indicar que las zonas sufrirán un sismo a corto plazo, dadas las tensiones a que se halla sometido el terreno.

También se presta atención a una serie de síntomas que pueden indicar, aunque no siempre, que en fechas próximas va a tener lugar un movimiento sísmico. Uno de tales síntomas es la producción de microsismos, durante los cuales la velocidad de las ondas P disminuye y vuelve a aumentar. Ello es consecuencia de que las grietas que se abren en el terreno se llenan de agua, medio que favorece la transmisión de este tipo de ondas.

Otro signo son las deformaciones del terreno, donde las tensiones que se desarrollan en las profundidades hacen que la superficie del terreno se abombe. Por otra parte, se detecta un aumento de las emisiones de gas radón, que se producen en las proximidades de las fallas activas.

La disminución de la resistividad eléctrica, que tiene lugar en las rocas adyacentes a las fallas, presenta un escaso valor como indicador de un próximo sismo. A su vez, los temblores de tierra de escasa magnitud o enjambres de movimientos sísmicos suelen preceder a un sismo de mayor importancia.

Las grandes construcciones y obras públicas de ingeniería civil, como puentes, presas (en la imagen, presa de Ilha Soteira, Brasil), y conducciones de agua y gas, resultan particularmente vulnerables a los efectos destructivos de los movimientos sísmicos.

Pese a estos estudios y mediciones, la predicción de movimientos sísmicos resulta una tarea complicada y ofrece escasos resultados prácticos. Las medidas que se suelen adoptar acostumbran a ser de tipo preventivo. En las zonas que padecen una importante actividad sísmica se construyen edificios diseñados especialmente. Otros elementos de ingeniería civil, como presas o conducciones de agua y gas, también se realizan pensando en los movimientos sísmicos.