Los seísmos

Es una brusca liberación de energía bajo nuestros pies. De pronto, en la corteza terrestre, rocas en tensión desde hace decenios o siglos ceden y se rompen como un resorte demasiado tenso. La ruptura se propaga por el subsuelo haciendo que dos bloques de roca se deslicen el uno sobre el otro a lo largo de una falla. La perturbación avanza muy deprisa, a unos 3 km/s, pero también se bloquea muy rápidamente una vez alcanzado un nuevo estado de equilibrio. Según la potencia del seísmo, la falla se desliza centímetros o decenas de metros. Al deslizarse las unas contra las otras, las rocas trituradas generan vibraciones: las fallas nunca son lisas y las rocas se adhieren a asperezas de todos los tamaños. Estas fricciones inestables producen ondas sísmicas que se propagan por la Tierra como las ondas alrededor de una piedra lanzada al agua. Son estas ondas las que mueven el suelo y se experimentan en la superficie.

El punto de las profundidades donde se produce la ruptura se llama foco o hipocentro del seísmo y el punto correspondiente en la superficie es su epicentro. Si la sacudida es violenta, la ruptura puede llegar a la superficie y crear escarpaduras en el paisaje. Pero lo más corriente es que se mantenga confinada en profundidad. Por ejemplo, un seísmo provocado por una falla de entre 100 m y 10 km de espesor apenas será perceptible.

¿Cuánto tiempo dura un seísmo? También depende de su amplitud: unos segundos para un seísmo medio y de uno o varios minutos cuando las sacudidas son muy fuertes. El mayor terremoto registrado, el de Chile en 1960, duró cinco minutos. Una vez iniciado el seísmo principal, los reajustes de los bloques producen réplicas menores, terremotos de menor amplitud que se van atenuando.

La relación no se estableció claramente hasta principios de este siglo. Con anterioridad, pese a algunas observaciones, especialmente durante el seísmo que sacudió Calabria en 1783, ninguna tesis había emergido claramente. El 18 de abril de 1906, la región de San Francisco fue devastada y la ciudad incendiada quedó destruida. Se nombró una comisión de investigación para estudiar la catástrofe. Dirigida por H. Reid, informó de que la sacudida fue provocada por un deslizamiento de cinco metros sobre una porción de la falla de San Andrés de varios cientos de kilómetros. La relación quedaba establecida. Además, se distinguieron tres tipos de deslizamientos. Cuando son sometidos a fuerzas de estiramiento, los bloques disminuyen de grosor y se alejan siguiendo un plano inclinado: se habla en tal caso de fallas normales. El juego de estas fallas provoca hundimientos y abre rifts como en el Mar Rojo. En cambio, cuando son comprimidos, los bloques se encabalgan. Las fallas, llamadas inversas en este caso, acortan y levantan las zonas deformadas. Son estas fallas las que edifican las cadenas montañosas a lo largo de los milenios. Quedan, por último, los desplazamientos horizontales: un plano se desliza contra otro en un plano vertical sin crear relieve. La falla de San Andrés, en California, es uno de los ejemplos más célebres.

Debido al calor interno, la radiactividad natural de las rocas profundas, sobre todo las del manto, desprende continuamente calor en el interior del Globo. Para mantener un equilibrio térmico, el planeta debe evacuar esta energía. Como las rocas son muy poco conductoras del calor, el medio más eficaz consiste en hacerlas subir a la superficie por medio de grandes corrientes de convección que mezclan todo el manto. Estos movimientos muy lentos (del orden de 10 cm/año) son los que animan las placas tectónicas en la superficie del Globo. En profundidad, las rocas permanecen en estado sólido pero se deforman muy lentamente sin romperse; se dice que fluyen. Pero en la superficie, en los diez o veinte primeros kilómetros, las rocas son demasiado frías para fluir. Bajo la acción de los movimientos profundos, las rocas también se deforman pero acaban por romperse: los seísmos son los efectos superficiales de la actividad interna del planeta.

Básicamente, en las fronteras entre placas tectónicas. Estos bloques rígidos de unos cien kilómetros de espesor se acercan, se separan y se deslizan los unos contra los otros creando zonas de gran rozamiento. Entre el 75 y 80 % de la energía sísmica se libera en las zonas de subducción, donde el suelo oceánico más denso se hunde bajo un continente. Esta es la razón por la cual los Andes y el Japón tiemblan con tanta regularidad. El resto se distribuye entre las demás fronteras, por ejemplo allí donde chocan dos continentes, como en los Alpes o el Himalaya. Pero no hay que creer que la Tierra sólo tiemble en estas zonas sísmicas. Cada año, sacudidas internas de las placas liberan aproximadamente el 1 % de la energía sísmica global.

Los sismólogos también clasifican los seísmos en función de su profundidad. Hay tres categorías. Se llaman superficiales aquellos seísmos cuyo foco se encuentra en los primeros 70 kilómetros. Se trata, y con mucho, de los seísmos más numerosos. Vienen luego los seísmos intermedios, de entre 70 y 300 kilómetros, y finalmente los seísmos profundos, hasta 700 kilómetros. ¿Cómo es posible que haya rupturas a tales profundidades? Estas rupturas se producen en las placas que se hunden, que no han tenido tiempo de calentarse y conservan sus propiedades de rigidez. A partir de los 700 kilómetros, ya las han perdido y no hay seísmo.

Se trata de dos consecuencias de una misma causa, la actividad interna del Globo, lo cual explica la semejanza de su distribución geográfica. Pero en general los seísmos no están directamente ligados a volcanes, aunque con la excepción de los seísmos llamados precisamente volcánicos. Estos últimos son provocados por fuertes variaciones de presión que sufren los volcanes antes de las erupciones. Se trata de pequeñas sacudidas limitadas por el tamaño del edificio volcánico.

Además, el flujo de magma por las fisuras genera unas vibraciones muy especiales llamadas Tremor.

Cuando la Tierra tiembla, las vibraciones se propagan en todas direcciones a partir del foco. Inicialmente son de dos tipos, las que comprimen y dilatan alternativamente las rocas, a la manera de un acordeón, y las que las cizallan, que son más destructivas. Las primeras, las más rápidas (ondas P), viajan por la corteza a unos 6 km/s pero pueden ir más despacio en las rocas poco consolidadas. Las segundas (ondas S), debido a las propiedades elásticas de las rocas, son el doble de lentas pero cinco veces más intensas. ¿Es posible distinguirlas cuando tiene lugar un seísmo bajo nuestros pies? Sí. Las ondas P vibran en su dirección de propagación; levantan o hunden el suelo. Las ondas S, en cambio, vibran perpendicularmente y nos sacuden horizontalmente. Así, en un seísmo lejano, la llegada de la onda P permite anticipar la de las ondas S. Esta regularidad ha permitido salvar vidas. Pero las sacudidas no acaban aquí. A estas primeras sacudidas les siguen otras. En efecto, dado que la Tierra no es homogénea, las ondas P y S son reflejadas y refractadas por las distintas capas. También pueden ser guiadas por la superficie del suelo y formar ondas de Rayleigh o de Love. Estas llegan más tarde y se propagan de manera compleja. Cuando se trata de un gran seísmo, estas ondas pueden dar varias vueltas a la Tierra. El planeta puede vibrar mucho tiempo después de la ruptura inicial, como un gong que resuena después de haber sido golpeado.

Afortunadamente, durante su viaje a través de las distintas capas de la Tierra, las ondas pierden energía. Al alejarse del foco, se amortiguan y sus efectos se atenúan. Esta es la razón por la que los seísmos superficiales, demasiado próximos para debilitarse, son los más destructivos.

Fuente: Le Meur, Hélène. Los seísmos. Mundo Científico. Barcelona: RBA Revistas, septiembre, 1998.