METODOS Y TECNICAS DE PREDICCION DE TERREMOTOS
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Trabajo Final de Grado Geología METODOS Y TECNICAS DE PREDICCION DE TERREMOTOS Alumno: Joaquín Castrillo Martínez Diciembre 2020
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Trabajo Final de Grado Geología
METODOS Y TECNICAS DE
PREDICCION DE TERREMOTOS
Alumno: Joaquín Castrillo Martínez
Diciembre 2020
ÍNDICE
Abstract……………………………………………………………………………………………………………………………………1
1. Introducción ....................................................................................................................2
2. Objetivos..........................................................................................................................6
3. Metodología.....................................................................................................................6
4. Métodos e instrumentación de medición........................................................................7
5. Técnicas de pronóstico y predicción de terremotos...................................................... 11
6. Señales previas a terremotos no sísmicas………..............................................................12
7. Sismo-electromagnetismo..............................................................................................13
7.1 Mecanismos físicos involucrados...............................................................................15
8. Deformaciones y movimientos en la corteza terrestre………………………………………………..19
9. Emisiones de Radón........................................................................................................21
10. Luces de terremotos, EQLights, ………………………………………………………………………………….21
11. Inducción de terremotos................................................................................................ 22
12. Discusión y conclusiones.................................................................................................23
13. Bibliografía.....................................................................................................................24
Abstract
In this paper, we are going to discuss de different kind of earthquake signals that we can identify
nowadays. Both the seismic signals and the non-seismic ones are very useful, although the non-
seismic ones used to appear hours, days or months before the event so the ability to identify
and understand those signals might be vial for a lot people in order to reduce casualties.
Many different non-seismic pre-earthquake signals have been reported but there is great
uncertainty about their origin, their correlation to each other and to the impending seismic
event. The discovery of stress-activated electric currents in rocks provides a possible
explanation, but later on this paper we will see some of the physical properties of the rocks that
are believed to be involve or responsible of these seismo-electromagnetic phenomena. All these
electromagnetic signals (EM) are constantly being measured from satellites to ground sensors
around the world. But in order to increase de liability of this prediction we, as a society, must
build a greater and better connected network.
Invest money on experimental procedures, on equipment, deploying more satellites and more
sensors will increase their accuracy, reducing the noise level of their detections and increasing
the knowledge extracted from data.
Key words: EM signals, Earthquake, prediction.
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1. Introducción
Los terremotos son eventos que han acompañado a la humanidad y al planeta desde sus
orígenes o al menos desde que se comenzó a configurar en diferentes placas tectónicas. Los
terremotos pueden ser altamente destructivos y mortíferos con elevada frecuencia sobre todo
cuando tienen lugar en zonas de alta exposición en las que las estructuras presentes no
incorporan diseños sismo resistentes, es decir, aquellas zonas en las que la vulnerabilidad es
considerada alta.
A nivel mundial, los terremotos dan lugar a un número de víctimas mortales del orden de 10^5
en los años con mayor actividad sísmica registrados. En Smith 1996 se indica que las víctimas
mortales fueron del orden de 23.000 personas y que aproximadamente 225.000 pierden su
hogar cada año. El 13% de las muertes y 10% de los daños materiales totales con respecto al
total de los provocados por riesgos naturales es causado por terremotos.
Diversas áreas metropolitanas como Ciudad de México, Tokio, Los Ángeles o San Francisco, se
encuentran en zonas que presentan elevada peligrosidad sísmica. Existe una probabilidad alta
de que alguna de estas ciudades se vea afectada por un gran terremoto, the big one, en las
siguientes décadas que provoque graves pérdidas. En el caso de España, las zonas sísmicamente
más activas son las Cordilleras Béticas y, en menor medida, el sector oriental de los Pirineos.
Recientemente se han empezado a generar mapas de peligrosidad sísmica (Figura 1) teniendo
en cuenta los terremotos históricos, fallas presentes, aceleraciones sísmicas y actividad sísmica.
Estos mapas están en continua evolución ya que se revisan y modifican conforme se van
midiendo diferentes valores de las fallas que se encuentran activas.
Hay registros escritos de sacudidas sísmicas en China con 3000 años de antigüedad y registros
japoneses y europeos con 1600 años de antigüedad, que describen con detalle los efectos que
estos sismos tenían sobre la población y las estructuras urbanas.
Figura 1. Mapa de peligrosidad sísmica de España 2015. Atendiendo a la aceleración sísmica. (http://www.ign.es/web/ign/portal/mapas-
sismicidad)
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El interés académico por los terremotos también se remonta
a tiempos antiguos. Las primeras especulaciones sobre sus
causas naturales se atribuyen a Tales de Mileto (585 a. C.),
Anaxímenes de Mileto (550 a. C.), Aristóteles (340 a. C.) y a
Zhang Heng, perteneciente a la dinastía china Han, que en
132 a. C. diseñó el primer sismógrafo conocido (Figura 2)
según relata Agnew, Duncan Carr (2002).
En 1664, Athanasius Kircher propuso que los terremotos
serían causados por el movimiento del fuego dentro de un
sistema de canales que existiría en el interior de la Tierra. En
1703, Martin Lister (1638-1712) y Nicolás Lemery (1645-
1715) propusieron que los terremotos serían causados por
explosiones químicas dentro de la Tierra. (Udías y Arroyo
2008)
El terremoto de Lisboa de 1755, que coincidió con el
florecimiento general de la ciencia en Europa, disparó el
interés científico por comprender el comportamiento y la
causa de los terremotos. En esa época se cuenta con las
aportaciones de John Bevis (1757) y sobre todo de John
Michell (1761), que determinó que los terremotos eran
ondas de movimiento causadas por «masas de roca que se mueven millas por debajo de la
superficie» de la Tierra. A partir de 1857, Robert Mallet fundó la Sismología Instrumental y llevó
a cabo experimentos sismológicos utilizando explosivos. También fue el responsable de acuñar
la palabra «sismología» (seismology).
En 1906 Richard Dixon Oldham identificó en los sismogramas la llegada diferencial de las ondas
P, las ondas S y las ondas de superficie. En 1910, después de estudiar el terremoto de San
Francisco de 1906, Harry Fielding Reid elaboró la teoría del «rebote elástico» que sigue siendo
la base de los modernos estudios tectónicos.
Los avances que entonces se habían producido tanto en matemática como en física
(comportamiento elástico de los materiales) fueron los que propiciaron el desarrollo de la teoría
del rebote elástico de Reid. Posteriormente ya en los años 1960, se desarrollo la Teoría de las
placas tectónicas, una teoría unificadora de conceptos en Geología que permitió comprender
fehacientemente la causa de los terremotos al ubicarlos dentro de un contexto tectónico.
Del estudio de los terremotos se ocupa actualmente la sismología (seísmos, procede del verbo
griego temblar, rama de la geofísica cuyos principales objetivos son:
- El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra con la
intención de conocer su estructura interna.
- El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra con la
intención de conocer su estructura interna.
Figura 2. Réplica del detector de
terremotos de Zhāng Héng
(https://es.wikipedia.org/wiki/Historia_de
_la_s ismolog%C3%ADa)
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- Estudiar y conocer las causas que dan origen a estos eventos.
- Prevenir en mayor o menor medida el daño sísmico provocado.
- Y alertar a la sociedad de los posibles peligros en una región determinada ya sea
pronosticando donde y cuando va a producirse un terremoto o dando una probabilidad
de que se dé un terremoto en un espacio temporal dado.
Un terremoto es una propagación de energía mediante ondas de deformación elástica que
provocan el movimiento cíclico del terreno. En definitiva, se da lugar a una vibración. En cuanto
al origen, la mayoría de ellos se genera por el desplazamiento súbito de fallas tectónicas en el
interior de la corteza. Sin embargo, existen otros terremotos, llamados tremores, que se
relacionan con la actividad volcánica, motivados por las deformaciones frágiles provocadas por
el ascenso del magma. Los terremotos inducidos son aquellos desencadenados tanto por
inyección de fluidos como por la puesta en carga de grandes embalses.
Se recurre a la teoría del rebote elástico para explicar la mayoría de terremotos en zonas de
falla, la cual se postula a raíz del terremoto de San francisco de 1906. Dicha teoría indica que los
esfuerzos que actúan sobre una falla activa sismogénica, provocan una acumulación de energía
mediante deformación elástica. Cuando el nivel de esfuerzos supera el umbral de resistencia
mecánica de la falla, esta rompe y se desplaza súbitamente (desplazamiento cosísmico)
liberando la energía acumulada. Solamente el 10% de la energía liberada se disipa mediante
deformación (propagación de ondas sísmicas) mientras que el 90% restante se libera en forma
de calor u otras posibles formas de radiación como veremos a posteriori.
La zona de la corteza donde comienza la rotura se denomina foco o hipocentro. Su proyección
vertical en la superficie se corresponde con el epicentro. Si tenemos una falla direccional, los
epicentros se alinean a lo largo de la falla. Si la falla es normal, los epicentros se encuentran en
el bloque hundido. Si la falla es inversa, los epicentros se sitúan en el bloque levantado.
Es muy común que un terremoto lleve asociadas réplicas, pequeños sismos posteriores al
terremoto principal, causados por el desplazamiento de la zona de rotura. La profundidad focal
de la mayoría de los terremotos es inferior a 60 kilómetros, en la porción frágil y sismogénica
que constituye la Corteza. Por debajo de esta profundidad encontramos la Astenosfera, en la
cual tiene lugar una deformación dúctil. A partir de la isoterma de los 300ºC, el cuarzo deja de
ser frágil para deformarse dúctilmente.
Los terremotos se caracterizan según dos parámetros: la magnitud y la intensidad. La magnitud
es utilizada para cuantificar el tamaño de los sismos y mide la energía liberada durante la ruptura
de una falla mientras que la intensidad es una descripción cualitativa de los efectos de los sismos
y en ella intervienen la percepción de las personas, así como los daños materiales y económicos
sufridos a causa del evento.
Paso a continuación a explicar las diferentes escalas de magnitudes e intensidades
repectivamente:
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Escalas de magnitudes:
Escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML),
es una escala logarítmica arbitraria en la que se asigna un número para cuantificar el
efecto de un terremoto. En la figura 3 podemos ver un gráfico con los terremotos de
mayor magnitud de la historia medidos en la escala de Richter.
Escala sismológica de magnitud de momento, es una escala logarítmica usada para
medir y comparar seísmos. Está basada en medición de la energía total que se libera en
un terremoto. En 1979 la introdujeron Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori, como
sucesora de la escala de Richter (Hanks y Kanamori H, 1979).
Escalas de intensidades:
La escala de Mercalli es una escala de doce grados desarrollada, para evaluar la
intensidad de los terremotos a través de los efectos y daños causados a distintas
estructuras. Así, la intensidad de un terremoto no está totalmente determinada por su
magnitud, sino que se basa en sus consecuencias, empíricamente observadas. Debe su
nombre al físico y sacerdote italiano Giuseppe Mercalli.
Actualmente no podemos predecir con total exactitud la energía potencial acumulada previa a
un seísmo, pero atendiendo a la magnitud momento como vemos en la figura 4, que supone una
escala logarítmica con niveles energéticos altísimos, podemos acotar esta cifra. Si bien estas
cantidades de energía son enormes, solamente alrededor del 10% de esta es liberada en forma
de ondas elásticas como hemos indicado anteriormente. El resto es liberado en forma de calor,
Figura 3. Terremotos de mayor magnitud en la historia.
(https://es.wikipedia.org/wiki/Terremoto)
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deformación, ruptura de rocas y radiación electromagnética. Y precisamente es esta última la
más difícil de inferir y la más complicada de estudiar ya que tiene en cuenta propiedades físicas
de los materiales que se ven sometidos a estas compresiones que aun no se han acabado de
comprender.
A lo largo de los siguientes temas desarrollaremos estas propiedades físicas y el conocimiento
que tiene actualmente la comunidad científica ya que son las señales menos conocidas y
estudiadas, pero son las que en mayor medida pueden mejorar la calidad de vida de las personas
a nivel mundial por la posible implicación que tendría prever todos o la gran mayoría de los
terremotos que se van a dar en la tierra días o incluso meses antes de los mismos.
2. Objetivos
El objetivo de este trabajo bibliográfico es recopilar toda la información disponible a nivel
mundial acerca de la monitorización y prevención de terremotos y analizar los diferentes
campos de estudio más relevantes en la actualidad en esta materia.
3. Metodología
1) Realización de un estudio bibliográfico.
2) Exponer y analizar los diferentes campos de estudio que se dan en la materia.
3) Contrastar la fiabilidad de los datos que se extraen de ellos.
Figura 4. Energía liberada para cada grado de magnitud. (https://www.researchgate.net/figure/Figura-3-
Relacion- entre-el-numero-de-terremotos-y-su-magnitud-con-un-equivalente-
en_fig1_329611482)
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4) Realizar un análisis crítico de las medidas que se tienen que tomar en un futuro para
aumentar la fiabilidad y calidad de estas mediciones.
4. Métodos e instrumentación de medición
Los movimientos sísmicos (ondas elásticas) son las señales medibles de la presencia de un
terremoto. Movimientos estacionarios de gran cantidad de material que se van desplazando y
atenuando en el tiempo y en el espacio. Este tipo de ondas se conocen y se miden mediante
sismógrafos y la red de sismógrafos de que dispone la sociedad científica actualmente permite
triangular los hipocentros de los mismos y, como ocurre en Japón, alertar de la llegada de las
ondas S (secundarias o shear) más destructivas a la población con cierto margen de tiempo.
Las ondas sísmicas son de tres tipos principales (Figura 5):
Longitudinales, primarias o P. Ondas de cuerpo que se propagan a velocidades de 8 a 13
km/s en el mismo sentido que la vibración de las partículas. Circulan por el interior de la
Tierra y atraviesan líquidos y sólidos. Son las primeras que registran los aparatos de
medición o sismógrafos.
Transversales, secundarias o S. Ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y
8 km/s). Se propagan perpendicularmente en el sentido de vibración de las partículas.
Atraviesan únicamente sólidos. En los sismógrafos se registran en segundo lugar.
Superficiales. Son las más lentas: 3,5 km/s. Resultan de interacción de las ondas P y S a lo
largo de la superficie terrestre. Son las que causan más daños. Se propagan a partir del
epicentro. Son similares a las olas, ondas que se forman sobre la superficie del mar. En
los sismógrafos se registran en último lugar.
Figura 5. Tipos de ondas sísmicas (https://es.wikipedia.org/wiki/Onda_s%C3%ADsmica)
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Pero el estudio de estas señales no es suficiente para disminuir a su máxima expresión los daños
que causan los terremotos, por ello debemos enfocarnos en otro tipo de señales previas y
posteriores a los eventos para entenderlos mejor.
En este trabajo bibliográfico hablaré de corrientes eléctricas, campos magnéticos, radiación
electromagnética y movimientos del terreno a gran escala entre otras señales Todas y cada una
de estas señales han demostrado tener cierto valor en la predicción de terremotos y cada una
de ellas a su vez requiere de diferente instrumentación para su detección y medición, así como
un riguroso tratamiento de los datos que se extraen de los mismos con la intención de no inquirir
en fallos o mediciones erróneas.
Las señales sismo-electromagnéticas de baja frecuencia, con longitudes de onda de
aproximadamente 30 000 kilómetros, pueden penetrar fácilmente kilómetros de roca sólida y
ser detectadas en la superficie, pero las señales con frecuencias más altas, superiores a unos
pocos hercios, se atenuan rápidamente en el suelo y se pierden, por ello, las radiaciones de baja
frecuencia son las que se pueden medir y cuantificar desde una mayor distancia. En la actualidad
se dispone de diferentes aparatos y técnicas de medición para detectar estos cambios
electromagnéticos como vemos e la figura 6, dependiendo de las frecuencias a monitorizar.
Figura 6. Detección de anomalías electromagnéticas como prevención de terremotos.
(https://ieeexplore.ieee.org/document/1549778)
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A medida que las cargas provenientes de zonas
bajo estados de estrés se agrupan en los
afloramientos rocosos e ioniza el aire, la
conductividad del mismo varía considerablemente
como se ha medido con estaciones como la de la
figura 7.
Un grupo de investigadores pioneros en este
ámbito es QuakeFinder, una compañía con sede
en Palo Alto, California, fundada en 2000. Los
investigadores de QuakeFinder han comenzado
a monitorear directamente los cambios en el
campo magnético a través de una red de
estaciones terrestres, 60 hasta ahora en
California (Figura 7).
Mediante satélites se monitorizan las variaciones electromagnéticas a frecuencias
extremadamente bajas (ELF) por debajo de 300 Hz y los cambios en la radiación infrarroja, que
algunos investigadores sospechan que se emite cuando los iones y cationes que desprenden los
átomos estresados migran a la superficie y se vuelven a combinar con electrones.
Un buen ejemplo de anomalías infrarojas previa a un terremto lo tenemos con las siguientes
imágenes del satélite Terra de la NASA (Figura 8), tomadas los días anteriores al terremoto que
asoló el estado indio de Gujarat el 26 de enero de 2001 matando a más de 20.000 personas. En
ellas podemos observar como cinco días antes del terremoto (figura central), el área cerca del
epicentro (cuadrado blanco) emitió una cantidad inusual de radiación infrarroja (color rojo), y
solo dos días después del terremoto (a la derecha), la radiación había desaparecido.
Figura 8. El satélite Terra de la NASA realizó mapas infrarrojos de la región los días 6, 21 y 28
de enero [de izquierda a derecha], epicentro del terremoto en el cuadrado blanco.
(https://ieeexplore.ieee.org/document/1549778)
Figura 7. Estacionamiento con sensores de campo
magnético y conductividad del aire.
(https://ieeexplore.ieee.org/document/1549778)
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Figura 9. Satélite QuakeSat (https://earth.esa.int/web/eoportal/satellite-missions/q/quakesat)
Con intención de contrastar los datos terrestres y satelitales, el 30 de Junio de 2003 el grupo
QuakeFinder puso en órbita el Quakesat (Figura 9), un nano satélite de observación de baja
órbita con tres CubeSats que fue diseñado para ser una prueba de concepto para la detección
de señales de frecuencia extremadamente baja (ULF).
En la figura 10 podemos ver los datos extraídos de un magnetómetro terrestre instalado en el
laboratorio sismológico de Berkeley. En esta figura se ve el pico de radiación correspondiente al
terremoto de San Siemon de magnitud 6.5 el 22 de diciembre de 2003.
Figura 10. Datos extraídos de los magnetómetros del Laboratorio Sismológico de Berkeley el
mismo día del terremoto de San Simeon (Magnitud 6.5) 22/12/2003.
(https://www.quakefinder.com/research/pdf/L3-3%20Bleier.pdf)
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El grupo de investigación quakefinder contrastó los datos de los magnetómetros terrestres de
este terremoto con los datos extraídos del satélite QuakeSat (Figura 11) y comprobó picos
significativamente parecidos en los datos obtenidos.
Figura 11. Correlacion entre los datos del satelite QuakeSat y las señales terrestes del
laboratorio de Berkeley. Tiempo en segundos en la coordenada X y frecuancia en hz en
la coordenada Y. (https://www.quakefinder.com/research/pdf/L3-3%20Bleier.pdf)
Si bien los satélites son una buena fuente de datos y permiten barrer grandes áreas en poco
tiempo, precisamente por esto son susceptibles de perderse anomalías muy puntuales en zonas
de riesgo sísmico. Estos satélites realizan vueltas alrededor de la tierra en órbitas que no siempre
pasan por el mismo punto, y a la hora de tomar los datos, el ángulo con el que se aproximan a
ciertas zonas altera la señal recibida.
5. Técnica de pronóstico y predicción de terremotos
Existen 3 categorías distintas de predicción de terremotos según el marco temporal.
- Predicciones sísmicas a largo plazo que se centran en calcular, estudiando los mayores
terremotos que se han registrado en una zona, la probabilidad de ocurrencia de los
mismos en un tiempo T:
Donde Tr(M) es el tiempo de retorno de un terremoto de intensidad M, que coincide con
el tiempo medio entre dos terremotos de intensidad M.
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- Advertencia inmediata que avisa que la tierra ha comenzado a temblar, la amplia red de
sismógrafos que existen desplegados a nivel mundial es la que nos da este tipo de
información a tiempo real. Japón tienen un muy buen sistema de alertas inmediatas de
terremotos y se ha propuesto realizar uno para California en los próximos años.
- Pronósticos a corto plazo que dan información muy relevante acerca de la probabilidad
de que ocurra un evento en días o semanas. Estos son los realmente importantes a la hora
de prevenir desastres, pero también los más complicados de estudiar. Es en este tipo de
pronósticos en el que nos centraremos más adelante y en el que se basará este estudio
bibliográfico.
Los pronósticos a corto plazo son los que serán más efectivos para salvar vidas por la posibilidad
de tomar medidas preventivas como evacuaciones o simplemente alertar a la comunidad días u
horas antes de que se produzca el evento.
La ciencia ha avanzado mucho en la predicción de otros fenómenos físicos como son los huracanes
y tornados, mediante una extensa red de estaciones climáticas y satelitales. Dado que los
terremotos son fenómenos físicos también monitorizables, esperamos qué en un futuro nuestro
conocimiento de las causas que los generan y de las señales predictivas a monitorizar sobre las
cuales basar los pronósticos a corto plazo de la actividad sísmica sean mucho más fiables. El área
más prometedora de la investigación actual en referencia a señales pre-sísmicas es la ciencia
sismo-electromagnética. Esta se basa en monitorizar y analizar los efectos sutíles en la tierra y la
ionosfera que son susceptibles de medición desde varias horas o varios días antes de los grandes
terremotos.
Otra de las áreas muy estudiada y analizada actualmente son los movimientos a gran escala del
terreno previos a terremotos mediante la comparación de los datos de las estaciones GNSS
(Global Navigation Satellite Systems). Dado que en las zonas de subducción se dan los terremotos
de mayor magnitúd muchas veces asociados a tsunamis, son las zonas que actualmente en todo
el mundo se monitorizan con instrumentación geofísica como las señales de GPS de la red GNSS,
lo que permite analizar y estudiar movimientos a gran escala de las placas con márgenes de error
de milímetros antes, durante y después de los eventos.
Por otra parte, para comprender mejor cuando va a producirse un gran terremoto, se debe
considerar no sólo la evolución de los procesos de fricción de la interfase placa-placa y demás
signos electromagnéticos, sino también los procesos que se dan en las zonas de subducción más
profundas, como repentinas densificaciones debido a la deshidratación entre otros procesos.
6. Señales previas a terremotos no sísmicas.
Aquellas señales observables o medibles previas o posteriores al evento sísmico, las divido en
diferentes categorías:
Variaciones del campo magnético.
Emisiones electromagnéticas (EM) en una amplia gama de frecuencias: visibles (VIS),
infrarrojas (IR), radiofrecuencia (RF) y frecuencia ultra baja / extremadamente baja (ULF
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/ ELF).
Emanación de radón del suelo.
Fenómenos atmosféricos e ionosféricos.
Comportamientos inusuales de los animales.
Frente a una multitud tan desconcertante de señales previas a los terremotos (pre-EQ)
observadas, deben plantearse las siguientes preguntas:
¿Cómo se generan estas señales?
¿Hay un proceso físico subyacente?
¿Son señales precursoras de terremotos?
Aunque no hay consenso sobre el mecanismo físico dominante responsable de las señales
precursoras de terremotos, una forma de explicarlas puede ser:
Las rocas cercanas al hipocentro del terremoto inminente se estresan hasta su límite
elástico y comienzan a agrietarse, sin romperse todavía.
El proceso de fracturación libera una avalancha de partículas cargadas. Algunos
investigadores sugieren que son electrones, otros dicen que es la ausencia de los
mismos debido a huecos que se generan en los átomos de las redes cristalinas debido a
la pérdida de un electrón en su nivel de energía correspondiente dejando tras de sí un
hueco (p-hole) denominado así por la ausencia de dicho electrón.
Por ejemplo, cuando un cristal tetravalente (es decir, de cuatro valencias) como el silicio
es dopado con átomos específicos que, como el boro, poseen solo tres electrones en
estado de valencia atómica, uno de los cuatro enlaces del silicio queda libre. Es entonces
cuando los electrones adyacentes pueden con cierta facilidad desplazarse y ocupar el
lugar que ha quedado libre en el enlace. Otros investigadores sugieren que el agua
ionizada migra a través de las grietas a la superficie generando una corriente eléctrica y
su campo magnético asociado.
Las cargas móviles forman enormes corrientes subterráneas (por ejemplo 106 amperios
en el terremoto de Chi-Chi, Taiwán de 1999) que perturban el campo magnético normal
de la Tierra.
Estas perturbaciones pueden detectarse como frecuencias ultra bajas (ULF) debido a la
capacidad de estas de penetrar kilómetros de roca sólida.
Algunos experimentos de laboratorio también hán demostrado que los agujeros p-hole
pueden migrar a la superficie, soltar sus cargas y emitir radiación IR en bandas de
frecuencias discretas (NASA-Freund) como las detectadas por instrumentos satelitales
IR (NASA-Ouzounov).
En los proximos temas veremos en mas detalle los diferentes tipos de señales y las propiedades
físicas que pueden ser responsables de ellas.
7. Sismo-electromagnetismo
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Los fenómenos electromagnéticos asociados a la fractura de rocas han sido demostrados
empíricamente en los laboratorios abarcando frecuencias desde las más bajas (ULF) hasta las
más altas frecuencias(HF) (Nitsan, 1977; Warwick et al., 1982; Ogawa et al., 1985; Schloessin,
1985 y Yamada, 1989). Debido a sus propiedades físicas, las ondas con frecuencias muy bajas
son capaces de recorrer grandes distancias hasta que la disminución de su intensidad dB o
amplitud impide que se detecten. Debido a esto, este tipo de ondas son las que tienen mejor
resolución y, por tanto, poseerian una mayor capacidad para contrastar y comparar datos de
diferentes estaciones. Tipos de señales ULF que se detectan normalmente (Bleier, 2005):
- Efectos diurnos: aumenta la señal durante el día debido a la excitación solar que sufre la
ionosfera.
-Resonancia de Shumann:
- Cavidad resonante entre el suelo y la ionosfera.
- Captura de impulsos electromagnéticos de banda ancha como los generados por un
rayo.
-Ondas ULF
- EMIC (Electromagnetic ion cyclotron) waves. En forma de inestabilidades
electromagnéticas en el ecuador.
- SRS (Spectral resonance structures)
-Ruido en el ancho de banda: Causado por avalanchas de rayos x provenientes del espacio o
radiaciones electromagnéticas muy
fuertes que golpean a la tierra.
Todas estas señales se las considera
como ruido y han de ser filtradas o
eliminadas a la hora de estudiar los
datos que nos arrojan los
magnetómetros.
En la figura 12 encontramos una
posible explicación de la
propagación de estas ondas
electromagnéticas pre-sísmicas a la
atmósfera realizada
esquematicamente por Herraiz et
al. 2000. Para explicar la conexión
entre los experimentos de
laboratorio y los terremotos debe
entenderse el mecanismo o
mecanismos que lo generan y la
forma en la que se propaga a través
de la corteza, lo que nos lleva al
siguiente punto.
Figura 12. Esquema de la interacción actividad sísmica-Ionosfera.
(Herraiz et al., 2000)
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7.1 Mecanismos físicos involucrados:
El efecto semiconductor (Freund, 2000)
Las rocas perse se consideran aislantes, pero la presencia de fracturas, liquidos en sus poros y
estados de estrés hacen que puedan comportarse como semiconductores de la electricidad. Por
ejemplo, un granito comienza a fracturarse debido a la acción de fuerzas que sobrepasan su
límite elástico, lo que lleva a la liberación de cargas eléctricas. Estas cargas, transportadas por el
agua que se encuentra en las fracturas y fisuras de la roca, genera corrientes de alta intensidad
(altos amperios) que con su campo magnético asociado altera el campo magnético y, a su vez,
crea una impronta característica en las longitudes de onda de los 8 a los 11 nanómetros
(radiación infrarroja) cuando las cargas son neutralizadas al llegar a la superficie.
Piezomagnetismo (Johnston, 1997)
El piezomagnetismo es un fenómeno observado en algunos cristales antiferromagnéticos. Se
caracteriza por un acoplamiento lineal entre la polarización magnética del sistema y la tensión
mecánica. Es, por tanto, el efecto magnetomecánico lineal análogo al efecto electromecánico
lineal de la piezoelectricidad. La primera observación experimental del piezomagnetismo se
realizó en 1960, en fluoruros de cobalto y magnesio (Borovik-Romano, 1960). Esta propiedad de
los materiales provoca anomalías magnéticas de unos pocos nano teslas (nT) acompañando a
terremotos y erupciones volcánicas con motivo de que las estructuras cristalinas de los
minerales que componen las rocas estén sometidas a presiones muy altas para magnetizaciones
de rocas y sensibilidades al estrés de 1 amperio/metro (A / m) y 10^-3 MPa^-1 respectivamente.
Variaciones en la resistividad (Park et al., 1993)
De manera similar, la relación entre el estrés al que esta sometida una roca y la resistividad
eléctrica de esa roca ha sido demostrado experimentalmente en el laboratorio. La resistividad
en rocas cristalinas de baja porosidad aumenta con la compresión como resultado del cierre de
grietas a un ratio de aproximadamente 0.2% / bar (Brace et al., 1965) y disminuye con el
cizallamiento debido a la apertura de grietas a aproximadamente 0.1% / bar (Yamazaki, 1965;
Brace and Orange, 1968a, b; Brace, 1975). Pero la medición y cuantización exacta de estos
parametros se complica ya que, cuando se da deformación no lineal, también puede producir
cambios en la resistividad (Lockner y Byerlee, 1986).
Desafortunadamente, la tierra no es homogénea y muchos factores, incluido el tipo de roca, la
distribución de las grietas, el grado de saturación, la porosidad, el nivel de deformación, etc.,
pueden aumentar o atenuar el flujo de corriente. Para entender mejor el terreno y como varía
este parámetro se realizan mediciones de la resistividad sobre el terreno (donde las corrientes
de baja frecuencia se inyectan en el suelo y las diferencias de potencial (V) se miden en él entre
los dipolos), también se realizan experimentos pasivos telúricos y magneto telúricos (MT) donde
los cambios en la resistividad se infieren de los cambios en las funciones de transferencia telúrica
o MT. Sin embargo, existen ecuaciones que proporcionan un punto de partida para calcular
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cambios de resistividad cerca de fallas activas. (Park et al., 1993)
Fenómenos electro cinéticos: (Fenoglio et al., 1995)
Los fenómenos electro cinéticos son una familia de efectos que se producen entre fluidos
heterogéneos que atraviesan cuerpos rocosos porosos o que circulan a traves de grietas o fallas
subterráneas y el material atravesado.
El flujo de un fluido en la corteza terrestre a través de cualquier falla o grieta puede generar
campos eléctricos y magnéticos (Mizutani et al., 1976; Fitterman, 1978, 1979; Ishido y Mizutani,
1981; Dobrovolsky et al., 1989 y Fenoglio et al., 1995). Los campos electro cinéticos, eléctricos y
magnéticos resultan del movimiento del fluido a través de la corteza ya que se genera una
interacción (doble capa) eléctrica en la interfase liquido-sólido. Esta doble capa consiste en iones
anclados a la fase sólida con una carga iónica equivalente de signo opuesto distribuida en la fase
líquida cerca de la interfase. Lo que conlleva que este flujo líquido transporte los iones en la
dirección del desplazamiento generando una corriente eléctrica. Fenoglio et al., 1995
respaldado por observaciones de deformación superficial de Johnston et al., 1987 restringen
este proceso a flujos de naturaleza transitoria ya que el fluido a gran escala no puede continuar
por mucho tiempo antes de generar deformaciones superficiales.
La física que describe los campos eléctricos y magnéticos generados en el cuerpo humano a
medida que la sangre se bombea a través de las arterias, tiene el mismo principio físico que el
generado en zonas de falla (Williamson y Kafman, 1981), donde la interacción entre las cargas
del fluido y las cargas adheridas a las paredes del “conducto” interaccionan generando descargas
y corrientes electricas con su campo magnético asociado. Hay modelos de fallas en los cuales el
fluido que fluye por una fractura de rotura de 200 m de largo a una profundidad 17 km, produce
campos eléctricos superficiales transitorios de varias decenas de milivoltios / km y pueden
generar campos magnéticos transitorios de unos pocos nT (Fenoglio et al., 1995).
Teoría Magnetohidrodinámica (Molchanov et al., 2001)
La magnetohidrodinámica (MHD; también dinámica magneto-fluida o hidromagnética) es el
estudio de las propiedades magnéticas y el comportamiento de los fluidos conductores de
electricidad. Estos magnetofluidos incluyen plasmas, metales líquidos, agua salada y electrolitos.
El estudio de la MHD fue iniciado por Hannes Alfvén en los años 60, trabajo por el cual recibió el
Premio Nobel de Física en 1970.
El concepto fundamental detrás de MHD es que los campos magnéticos pueden inducir
corrientes electricas en un fluido conductor en movimiento, lo que a su vez polariza el fluido y
cambia recíprocamente el campo magnético inicial. El conjunto de ecuaciones que describen
MHD son una combinación de las ecuaciones de la dinámica de fluidos de Navier-Stokes y las
ecuaciones del electromagnetismo de Maxwell.
Los picos de actividad electromagnética que se han registrado en los magnetómetros de
diferentes localizaciones en las frecuencias ultrabajas (ULF), como los registrados antes del
terremoto de Loma Prieta de 1989 en California y el 9 de diciembre de 2010 en Haití (detectado
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por el satélite DEMETER el mes anterior al terremoto de magnitud 7.0 Mw), entre otros, pueden
ser debidos a estos fuertes cambios en la polaridad de los flujos de agua subterránea que
atraviesa las zonas sometidas a estados tensionales muy altos.
Procesos de generación de cargas
Se han sugerido varios mecanismos como generadores de cargas eléctricas que pueden dar
como resultado potentes corrientes eléctricas y campos magnéticos antes y durante terremotos
y erupciones volcánicas. Estos mecanismos incluyen, efecto piezoeléctrico (Finkelstein et al.,
1973; Baird and Kennan, 1985) y triboluminiscencia (Lowell and Rose-Innes,1980; Gokhberg et
al., 1982; Brady, 1992). Describo cada uno de estos procesos en detalle.
1. Efecto piezoeléctrico (Finkelstein et al., 1973)
La piezoelectricidad (del griego piezein, "estrujar o apretar") es un fenómeno que ocurre
en determinados cristales que, al ser sometidos a tensiones mecánicas, adquieren una
polarización eléctrica y aparece una diferencia de potencial y cargas eléctricas en su
superficie. Este campo electrico inducido, que esta relacionado linealmente al tensor de
deformación a través del tensor piezoeléctrico de tercer orden, es máximo cuando las
fuerzas involucradas siguen ciertas direcciones relacionadas con la red cristalina.
Este fenómeno también ocurre a la inversa: los cristales se deforman bajo la acción de
fuerzas internas al ser sometidos a un campo eléctrico. El efecto piezoeléctrico es
normalmente reversible: al dejar de someter los cristales a un voltaje exterior o campo
eléctrico, recuperan su forma.
En los relojes de cuarzo, por ejemplo, el cuarzo hace el papel de regulador y estabilizador
de la frecuencia lo que servirá finalmente para dar una medida del tiempo. La vibración de
la lámina producida por el circuito genera una señal eléctrica de la misma frecuencia. Esta
nueva onda realimenta el circuito electrónico, corrigiéndose las desviaciones de frecuencia
que pudieran producirse respecto a su valor nominal. La frecuencia natural de oscilación de
un cristal de cuarzo depende tanto de su forma como de su tamaño por lo que puede ser
seleccionada por el fabricante.
Durante la fracturación de rocas con contenidos en cuarzo, el campo piezoéctrico generado
puede desencadenar una onda electromagnética medible en superficie. La idea de que las
microfracturas generadas por las altas condiciones de estres presentes en zonas
sismosusceptibles, afectan a una gran región alrededor de los hipocentros es una variante
del modelo de dilatación propuesto en la década de 1960 (Brace et al. 1966). La dilatación
se ha utilizado durante algún tiempo para explicar los datos de estudios de laboratorio y de
campo (Brace 1975, Dobrovolsky et al. 1979, Hadley 1975, Nur 1974) pero ha sido
abandonado en los últimos años debido al hecho de que no hay evidencias de la
acumulación de suficiente energía como para causar microfracturas muy lejos del
hipocentro (Johnston 1997, Scholz 2002).
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Tambien es posible que la deformación de estos cristales en las rocas pueda producir
tensiones piezoeléctricas de suficiente intensidad de campo como para causar ionización
en el aire (Bishop 1981, Tuck et al. 1977) pero no es una idea muy apoyada por la comunidad
científica a pesar de los diferentes estudios y modelos planteados en la actualidad (Ogawa
y Utada 2000) y no cierra la puerta a futuros experimentos que aumenten el conocimiento
en este campo.
2. Triboelectricidad (Gokhberg et al., 1982)
Se denomina triboelectricidad (del griego tribein, "frotar" y ἤλεκτρον, electrón, "ámbar") al
fenómeno de electrificación por frotamiento. La polaridad y la magnitud de las cargas
producidas difieren según los materiales, la aspereza superficial, la temperatura, la tension
y otras características.
Para comprender las interacciones que se dan entre los átomos en las superficies que
presentan fricción, se alude al potencial de interacción interatómica. Cuando dos átomos
están en posiciones de equilibrio, con una distancia interatómica de equilibrio, las nubes de
electrones o las funciones de onda se superponen parcialmente.
Por un lado, si los dos átomos se acercan entre sí presionados por una fuerza externa lo
suficiente como para que la distancia interatómica se vuelve más corta que la distancia de
equilibrio, los dos átomos se repeleran entre sí debido a la superposición de nubes de
electrones, y es en esta región donde se produce la transferencia de electrones. Por otro
lado, si los dos átomos se separan entre sí para tener una distancia interatómica mayor que
la distancia de equilibrio, se atraerán entre sí debido a la interacción de Van der Waals de
largo alcance. En estas regiones donde existe transferencia de electrones se propuso un
mecanismo de transferencia de carga a escala atómica, el modelo genérico de potencial de
nubes de electrones para explicar la triboelectricidad. Este modelo se explica de la
sigueinte manera:
Antes del contacto a escala atómica de dos materiales no hay superposición entre sus nubes
de electrones, pero existe una fuerza atractiva entre ellos (Van der Waals). Los electrones
están tan fuertemente unidos a sus órbitas que no pueden escapar libremente pero cuando
dos átomos en dos materiales se acercan, se forma un enlace iónico o covalente entre ellos
por la superposición de sus nubes de electrones. Una fuerza externa (como la compresión
tectónica) puede disminuir aún más la distancia interatómica (longitud del enlace), y esto
induce la caída de la barrera de energía entre los dos, lo que resulta en la transferencia de
electrones liberando energía, la triboelectrificación. Cuando estos átomos se separan, los
electrones transferidos permanecerían en su posición porque se necesita energía para que
los nuevos enlaces se rompan y retomen su posición inicial, formando de esta forma una
superficie cargada electrostáticamente en los materiales que se han puesto en contacto.
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8. Deformaciones y movimientos en la corteza terrestre
De acuerdo con estudios recientes y analizando
los datos de las estaciones de la Global
Navegation Satellite System (GNSS) que vemos
en la figura 13 los investigadores Bedford et al.
(2020) han logrado demostrar que previos a los
terremotos de Chile de magnitud 8.8 en 2010 y
de Japón de magnitud 9.0 en 2011, hubo recesos
de 4- 8mm en la corteza terrestre durante meses
afectando a zonas de miles de kilómetros.
Estas conclusiones han logrado obtenerlas
realizando un exhaustivo y novedoso método de
eliminación de ruido llamado Greedy Automatic
Signal Decomposition (GrAtSiD) permitiendo que
las señares que se reciban de las estaciones de
GPS sean mucho más precisas y disminuyendo su
margen de error significativamente aumentando
el rango de medición, pudiendo discernir
movimientos de órdenes milimétricos.
Las causas de estos movimientos no están del
todo claras a día de hoy, pero en la figura 14
tenemos un dibujo ilustrativo con la posible
explicación que los investigadores Bedford et al.
dan a este fenómeno tomando como ejemplo el
terremoto japonés:
Estadio a, la deshidratación fruto de las altas
temperaturas y presiones genera un flujo de
fluidos en la interfase placa-placa propiciando
que se de un deslizamiento lento (slow-slip
event) debido a la reducción del coeficiente
efectivo de fricción entre las 2 placas.
Estadio b, esta dehidratacion produce una
densificación repentina de la placa que provocará
que se hunda debido a una inestabilidad en su
flotabilidad. Este hundimiendo provoca que la placa
que se esta hundiendo se alargue dando
Figura 13. Ubicaciones de las estaciones GNSS en las zonas en las que se produjeron los grandes terremotos y que registraron los movimientos
transistorios precedentes. (https://www.nature.com/articles/s41586-020-
2212-1)
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posteriormente como resultado un
rebote viscoelástico.
Estadio c, el alargamiento de la placa
continúa, lo que provoca un
deslizamiento profundo prolongado.
El tirón repentino de la placa y su
respuesta viscoelástica, junto con
hecho de que la liberación de fluidos
debido a la deshidratación reduce el
coeficiente efectivo de fricción entre
las 2 placas, da como resultado un
aumento progresivo de la
inestabilidad sísmica de la zona, lo que
resulta en grandes sacudidas previas y
el terremoto principal de Tohoku-Oki
Mw 9.0.
Figura 14. Dibujo con la posible explicación de la deformación
observada durante el periodo instable antes del terremoto de
Japón. (https://www.nature.com/articles/s41586-020-2212-1)
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9. Emisiones de Radón
La idea de que el gas radón emanaría del suelo en grandes cantidades para ionizar
significativamente el aire ha sido estudiada ampliamente para explicar las perturbaciones
ionosféricas previas a un terremoto (Ondoh 2003, Oyama et al. 2008, Pulinets 2007, 2009) y las
anomalías térmicas que se dan en la frecuencia infrarroja (Ouzounov et al. 2006, Qiang et al.
1991, Tronin 2002, Tronin et al. 2004, Xu y col. 1991).
Debido a las tensiones que se van acumulando en la zona que posteriormente será el hipocentro,
un halo de microfracturas se extienden radialmente por la corteza, permitiendo al gas radón
atrapado en rocas con contenidos en uranio y radio escapar y percolar hacia la superficie. La
desintegración radiactiva del radón-222 provoca la emisión de partículas alfa de alta energía que
causa la formación de aproximadamente 105 pares de iones por centímetro cúbico y, por lo
tanto, un aumento en la conductividad del aire.
El radio r de la llamada "zona de preparación para terremotos", donde las microfracturas
ocurrirán, se cree que escala con la magnitud M del terremoto como r = 100.43M km
(Dobrovolsky et al. 1979). Esto implica que el diámetro de la "zona de preparación" para un
evento sísmico de magnitud 5 se extendería más de 100-200 km y sería significativamente más
grande para terremotos más poderosos.
Los datos de campo cerca de la superficie de la Tierra o en sondeos poco profundos indican que,
previo a un evento sísmico, dentro de un radio de hasta aproximadamente 100 km, las
concentraciones de radón pueden aumentar en un factor de hasta 10 durante días o meses y
disminuye nuevamente después de que la actividad sísmica haya tenido lugar (Chyi et al. 2002,
İnan et al. 2008, Nagarajaa et al. 2003, Tsvetkova et al. 2001). Ocasionalmente las
concentraciones de radón aumentan solo en un 20-30% por encima de la media anual durante
el evento (Yasuoka et al. 2009) y en algunos casos, se mide que las variaciones de radón están
restringidas estrictamente a secciones activas de una falla de decenas de metros (Rey 1980).
10. Luces de terremotos, EQLights
Son fenómenos que se dan en la interfase tierra-aire con motivo de la descarga de corrientes
eléctricas provenientes del subsuelo. Esta descarga energética supone una liberación de energía
que puede llegar a ionizar el aire. Estos fenómenos de luz transitoria, así como repentinos
destellos de luz desde el suelo, han sido ampliamente estudiados y observados (Galli 1910,
Losseva y Nemchinov 2005, Mack 1912, St-Laurent 2000, Terada 1931, Tsukuda 1997) e incluso
fotografiados (Derr 1986).
El 17 de enero de 1995 en Kobe, Japón, hubo 23 avistamientos de luces de colores blanco, azul
y naranja de hasta 200m de tamaño en una zona de entre 1 a 8 km brillando en el cielo. Horas
después un terremoto de 6.9Mw mató a 5500 personas en esa zona y se han documentado luces
idénticas antes de ciertos terremotos por todo el mundo.
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Aunque una roca en su estado normal es por supuesto un aislante, como hemos visto antes, el
agrietamiento que se da durante un terremoto y previo a él crea tremendas corrientes eléctricas
en el suelo que viajan a la superficie y al aire ionizando las zonas más elevadas topográficamente.
Esta ionización puede producir descargas eléctricas en forma de rayos o puede ionizar el aire
dando como resultado estas luces de terremotos o EQL. En la figura 15 se postulan posibles
explicaciones para estos fenómenos electromagnéticos.
11.Inducción de terremotos
Varias zonas con terremotos de baja magnitud han sido y están siendo objeto de estudio por su
posible acercamiento a inducir terremotos, ya sea mediante inyección de fluidos que alteren los
estados tensionales en zonas de falla o por radiación electromagnética que de alguna forma
influya en la liberación comedida de la energía almacenada. Estos métodos han probado ser
fiables y su veracidad viene dada por el número de terremotos que se ha registrado en estas
zonas; terremotos de baja magnitud (4-5) que impiden la acumulación de energía en forma de
tensión friccional superficial provocando un terremoto mucho mayor a su vez.
En el estudio “Discharge of Tectonic Stresses in the Earth Crust by High-power Electric Pulses for
Earthquake Hazard Mitigation” de Zeigarnik et al. 2007 se demostró que los pulsos
electromagnéticos de alta potencia inducidos con un generador magneto hidrodinámico (MHD)
sobre las regiones del norte de Tien Shan y Pamir, producían un aumento de la actividad sísmica
de los 3 a los 6 días posteriores, sugiriendo que los pulsos electromagnéticos provocan la
descarga de potencial energético acumulado por la corteza terrestre debido a procesos de
deformación tectónica.
En resumen, conociendo la zona donde se dan los terremotos (Figura 16) y entendiendo el
mecanismo de acumulación y liberación de energía de los mismos, quizás en un futuro seamos
capaces de generar terremotos de menor magnitud con el objetivo de no sufrir las
consecuencias catastróficas que muchos de ellos dejan en la sociedad.
Figura 15. Ilustración de los posibles procesos que producen EQL.
(https://www.tiempo.com/ram/98182/luces-de-
terremoto/)
22 de 26
12.Discusión y conclusiones
Actualmente todos los sistemas de alarma temprana de sismos a nivel mundial se activan en el
momento de la detección de las ondas sísmicas con tiempos de actuación, aviso y evacuación
muy largos. En el caso de Japón (Figura 17), el aviso de alarma a las personas es tan sofisticado
que en el momento de la detección de las ondas P por 2 sismógrafos, se predice el hipocentro,
la escala y la hora de llegada de las ondas S.
Esta información junto con la
información de si el terremoto
vendrá seguido por un tsunami
o no es facilitada a la población
mediante diferentes medios de
comunicación de masas:
televisión, radio, alertas sonoras
mediante sirenas eléctricas,
mensajes de texto en los
móviles, etc.
Este sistema de alarma es el más
puntero a nivel mundial pero
como vemos su activación
depende de que el sismo ya
haya tenido lugar y por tanto el
tiempo de respuesta,
Figura 16. Zonación de los principales terremotos a nivel mundial de 1900 a 2017
(https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Map_of_earthquakes_1900-.svg)
Figura 17. Sistema de alarma temprana de sismos, Japón (https://es.wikipedia.org/wiki/Alarma_temprana_de_sismos
_(Jap%C3%B3n) )
23 de 26
dependiendo de la distancia al hipocentro del mismo, varia en pocos segundos o minutos.
En general, cualquiera que sea el parámetro elegido, son necesarias más observaciones en
distintas zonas sísmicas y para distintos terremotos. Ya que un factor determinante para que
estos datos sean válidos es la repetitividad.
Los trabajos expuestos en este trabajo solo presentan resultados de un terremoto, o, en el mejor
de los casos, de una serie de terremotos en una zona sísmica, observados desde una red local
de estaciones, por lo que el análisis estadístico de muchos de estos datos no es significativo.
En este trabajo bibliográfico hemos visto la cantidad de señales no sísmicas que preceden a los
terremotos y si bien es cierto que la comunidad científica trabaja por mejorar los tipos de
mediciones y el entendimiento de estas señales y su origen, queda mucho trabajo por hacer.
Ampliar el conocimiento de este y otros campos que pueden venir relacionados va a ser
imposible de realizar si no hay un consenso entre los científicos de las diferentes disciplinas y
más aún, sin el trabajo en conjunto y en la misma dirección de las disciplinas que actualmente
se dedican a su estudio (sismología, geofísica, geoquímica) y de las que han de dedicarse a lo
mismo para darle nuevos aires y diferentes enfoques (física, química, matemática, electrónica).
Si este trabajo en la misma dirección y con los mismos pretextos y objetivos avanza, estoy seguro
de que, en un futuro no muy lejano, seamos capaces de predecir, con márgenes de error muy
bajos, donde va a darse un terremoto en un margen temporal de días o semanas. Este
conocimiento puede suponer la creación de un sistema de alerta temprana de terremotos (y
tsunamis en consecuencia dependiendo del hipotético hipocentro detectado) que permita la
evacuación o la preparación de la población para el mismo con un beneficio sin precedentes
para la sociedad en la prevención de desastres naturales y en la mitigación de los daños
personales y materiales.
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