Articulo Terremotos Final Final Final
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* Es una disciplina que se presenta como científica o que imita las formas de una ciencia, aunque no
es reconocida como tal por la comunidad científica tradicional.
Nombres: Vony Maldonado -20141181009, Karen Gracia-20141181010, Jessica Flechas-
20141181023, Sebastián Avendaño- 20141181036.
Titulo
ANÁLISIS FÍSICO DE UN MOVIMIENTO TELÚRICO
Planteamiento del problema
Un terremoto ocurre cuando las placas tectónicas se comprimen mutuamente. Este fenómeno
genera una serie de movimientos que tienen determinadas características físicas. Por esto, es
importante relacionar dicho fenómeno con temáticas de análisis físico, pues permitirá
examinar de una manera detalla el comportamiento de un movimiento telúrico y sus
alteraciones a nivel energético, su movimiento oscilatorio y sus estados de equilibrio; dado
que en la medida en que crecen las presiones y las rocas se movilizan liberan energía que, en
forma de ondas, viaja por la corteza terrestre y provoca el temblor.
¿Cómo es el comportamiento de un movimiento telúrico desde la perspectiva de la
termodinámica y la física de ondas?
Objetivos
1. Estudiar el comportamiento físico de los movimientos telúricos.
2. Analizar el comportamiento de las ondas y los estados de equilibrio termodinámico en
la propagación temporal del campo de tensiones que generan los movimientos de las
placas tectónicas.
3. Realizar un artículo divulgativo en donde se expongan las temáticas físicas que
intervienen en un sismo, y explicar por medio de técnicas manuales su epicentro.
Introducción
El estudio de los terremotos se denomina Sismología y es una ciencia relativamente reciente,
se dan explicaciones pseudo-científicas* respecto a este fenómeno como que eran originados
por liberación de aire desde cavernas presentes en las profundidades del planeta.
Tomando lo anterior como base se buscara ampliar el conocimiento acerca del
comportamiento físico de los movimientos telúricos y los estados de equilibrio que se
originan en los mismos.
Para ello se tendrán en cuenta datos encontrados en distintas fuentes y se realizara un ejercicio
para poder determinar el epicentro del fenómeno.
Justificación
El siguiente proyecto está destinado al estudio del comportamiento físico de los movimientos
telúricos por medio del análisis del comportamiento de las ondas y de los estados de
equilibrio en dichos fenómenos lo cual se hará evidente por medio de un artículo divulgativo
y una explicación manual referente al epicentro de un terremoto.
Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra causado por la brusca liberación de
energía acumulada durante un largo tiempo. En general se asocia el término terremoto con
los movimientos sísmicos de dimensión considerable, aunque rigurosamente su etimología
significa "movimiento de la Tierra".
La medición de la magnitud de un fenómeno sísmico se realiza a través de un instrumento
llamado sismógrafo, que registra en un papel la vibración de la Tierra producida por el sismo
(sismograma), informando la magnitud y la duración del fenómeno. Este instrumento registra
dos tipos de ondas: las superficiales que viajan a través de la superficie terrestre y que
producen la mayor vibración de ésta; y probablemente el mayor daño, y
las centrales o corporales, que viajan a través de la Tierra desde su profundidad.
Por medio de la investigación del fenómeno, principalmente se pretende aumentar nuestro
conocimiento asociado con las magnitudes físicas y el análisis físico de tal movimiento
telúrico, de tal manera que ese conocimiento se logre dar a conocer de diferentes maneras.
Metodología
Inicialmente, se determinan los procesos físicos que intervienen en un movimiento telúrico.
Para analizar dicho fenómeno es necesario definir conceptos generales como: el cuerpo
vibratorio, vibración, vibración libre y forzada, resonancia, ecuación del movimiento,
frecuencia, periodo, frecuencia natural, frecuencia forzada; y características como:
sismología, sismicidad, amenaza sísmica, microzonificación sísmica, fallas geológicas, ondas
sísmicas, acelerograma, sismograma, epicentro, hipocentro, distancia epicentral (D),
distancia focal (R) y profundidad focal (H).
Se relacionan cada una de los conceptos y las características estudiadas anteriormente.
Se realiza la relación geométrica entre el foco y el epicentro del sismo (Ver figura 1), a partir
de variables como la distancia focal, la profundidad focal, la distancia epicentral. Adjunto a
esto, de termina el origen de un sismo según sus focos. (Ver figura 2)
Figura 1. Relación geométrica entre foco y sitio
Figura 2. Origen de los sismos.
Al identificarse el origen de un sismo y su relación geométrica con el foco, se determinan las
causas de los movimientos:
Actividad tectónica.
Movimientos de las placas:
1. Zona de expansión.
2. Subducción.
Teoría de placas.
Fallas geológicas.
Se analizan las ondas sísmicas y/o ondas elásticas de deformación, su clasificación: Ondas
de cuerpo, Ondas de superficie; se mide su velocidad y se reconoce el instrumento de
medición y registro: el sismógrafo. Adjunto a esto se evalúan las magnitudes de medición de
los sismos, la escala que más se usa es la de Richter que tiene 10 grados de medida y se
denota por M; y la intensidad que es una medida subjetiva de los efectos de un sismo se mide
por la escala de Mercalli y se denota por MM.
Finalmente, para reforzar los conceptos de propagación de las ondas sísmicas y redes de
localización de sismos se realiza una actividad, que consiste en localizar un terremoto
manualmente, a partir de los registros sísmicos obtenidos en cinco estaciones. Esta actividad
se desarrolla en varios pasos o fases:
Primer paso: En el primer paso los alumnos deben medir en los registros sísmicos de cada
una de las estaciones, la diferencia de tiempos de llegada entre las ondas P y las ondas S.
Segundo paso: Una vez definidos los tiempos entre la llegada de las ondas S y P, los alumnos
deben representar esos tiempos en un gráfico de velocidades, que representa el tiempo que
tardan en recorrer las ondas P y las S una distancia dada. En el gráfico, el espacio que queda
entre las dos curvas define la diferencia de tiempo de llegada entre la onda P y la onda S. La
línea roja corresponde a la onda S y la línea azul a la de las ondas P. Se representa esa
diferencia de tiempo entre las dos curvas: se localiza el punto en el que las dos curvas estén
separadas por los valores de tiempo definidos en los sismogramas (a escala con respecto al
eje de las ordenadas), y podemos leer directamente en el eje de las abscisas la distancia de
cada una de las estaciones al epicentro del terremoto.
Tercer paso: Una vez definidas las distancias de cada estación al epicentro del terremoto,
podemos establecer la posición del mismo. En un mapa se muestran la localización de las
estaciones, para poder establecer la posición del epicentro debemos dibujar a escala una
circunferencia centrada en cada una de las estaciones, el radio de la circunferencia debe de
ser la distancia obtenida en el paso anterior. Es importante utilizar la escala adjunta al mapa.
El punto donde se corten las circunferencias define la posición del epicentro del terremoto.
Fundamento Teórico
Conceptos generales:
Cuerpo vibratorio
Cuando un cuerpo se mueve en línea recta en torno a una posición de equilibrio se dice que
tiene unmovimiento vibratorio u oscilatorio. Si además siempre tarda el mismo tiempo en
completar una oscilación y la separación máxima de la posición de equilibrio es siempre la
misma decimos que se trata de un movimiento vibratorio armónico simple (mvas).
Las magnitudes y unidades S.I. que definen un movimiento vibratorio son las
siguientes:elongación (m), amplitud (m), periodo (s),frecuencia (Hz), velocidad de
vibración (m/s) yaceleración de vibración (m/s2).
Vibración
Es la oscilación o el movimiento repetitivo de un objeto alrededor de una posición de
equilibrio. La posición de equilibrio es la a la que llegará cuando la fuerza que actua sobre él
sea cero. Este tipo de vibración se llama vibración de cuerpo entero, lo que quiere decir que
todas las partes del cuerpo se mueven juntas en la misma dirección en cualquier momento.
El movimiento vibratorio de un cuerpo entero se puede describir completamente como una
combinación de movimientos individuales de 6 tipos diferentes. Esos son traslaciones en las
tres direcciones ortogonales x, y, y z, y rotaciones alrededor de los ejes x, y, y z. Cualquier
movimiento complejo que el cuerpo pueda presentar se puede descomponer en una
combinación de esos seis movimientos. De un tal cuerpo se dice que posee seis grados de
libertad.
Vibración libre
Ocurre cuando un sistema oscila bajo la acción de fuerzas inherentes al sistema mismo y, cuando las fuerzas externamente aplicadas son inexistentes. El sistema bajo vibración libre
vibrará a una o más de sus frecuencias naturales que, son propiedad del sistema dinámico que
depende de su distribución de masa y rigidez.
V. forzada
Las vibraciones que tienen lugar bajo la extensión de fuerzas externas es una vibración
forzada. Cuando la excitación es oscilatoria, el sistema es obligado a vibrar a la frecuencia de
excitación si esta coincide con una de las frecuencias naturales del sistema, se produce una
situación de resonancia y ocurre oscilaciones peligrosamente grandes.
Resonancia
Es el número de vibraciones que se producen en la unidad de tiempo (segundos, minutos,
horas.. etc). Se denota por la letra f, y es una magnitud inversa al período (f=1/T).
Periodo
Tiempo que tarda la partícula vibrante en realizar una oscilación completa. Se denota por la
letra T, y es una magnitud inversa a la frecuencia (T= 1/F).
Frecuencia natural
La frecuencia natural o de resonancia de un sistema es aquella frecuencia que tiene una
tendencia o facilidad para vibrar. Todo sistema posee una o varias frecuencias naturales de
forma que al ser excitadas se producirá un aumento importante de vibración. La fórmula de la
frecuencia natural es:
siendo m la masa y K la rigidez. De esta fórmula se deduce que si la rigidez aumenta, la
frecuencia natural también aumentará, y si la masa aumenta, la frecuencia natural disminuye.
Frecuencia forzada;
Es la vibrura o un sistema en respuesta a una fuerza aplicada. Si el sistema es lineal, la vibración estará a la misma frecuencia que la fuerza pero si es no lineal, la vibración ocurrirá
a otras frecuencias, especialmente en los armónicos de la frecuencia forzada.
Sismo
Es una vibración ú oscilación de la superficie terrestre ocasionada por una perturbación transitoria del equilibrio elástico o gravitacional de las rocas en o bajo la superficie. Un sísmo
ó terremoto es el movimiento brusco de la Tierra (con mayúsculas, ya que nos referimos al
planeta), causado por la brusca liberación de energía acumulada durante un largo tiempo.
Sismología
Es una de las ramas más desarrolladas de la Geofísica que estudia los sismos y los fenómenos relacionados con ellas.
Sismicidad
Es el grado de incidencia de sismos en una región, siendo la Costa Peruana la zona de mayor
sismicidad en nuestro Pais.
Amenaza sísmica
La Amenaza Sísmica es un término técnico mediante el cual se caracteriza numéricamente
la probabilidad estadística de la ocurrencia (o excedencia) de cierta intensidad sísmica (o
aceleración del suelo) en un determinado sitio, durante un período de tiempo.
La Amenaza Sísmica puede calcularse a nivel regional y a nivel local, para lo cual se deben
considerar los parámetros de fuentes sismogénicas, así como también los registros de eventos
sísmicos ocurridos en cada zona fuente y la atenuación del movimiento del terreno
Microzonificación sísmica
La microzonificación sísmica consiste en establecer zonas de suelos con comportamiento
similar durante un sismo, de manera que puedan definirse allí, recomendaciones precisas para
el diseño y construcción de edificaciones sismo resistentes. Para cada una de las zonas,
además de especificarse la fuerza sísmica posible, deben identificarse los tipos de fenómenos
asociados que pueden desencadenarse a raíz del sismo, como son los deslizamientos, la
amplicación exagerada del movimiento o la posibilidad de la licuación del suelo. La
definición de estas zonas se hace con base en criterios tipográficos, estratigráficos, espesores
y rigidez relativa de los materiales, entre otras características de los suelos.
Acelerograma,
Es una representación temporal de la aceleración que experimenta el suelo en un determinado
punto durante un terremoto.
Los valores de la aceleración se obtienen mediante unos instrumentos llamados acelerógrafos,
que registran la aceleración del suelo según tres direcciones perpendiculares; dos horizontales
y una vertical. Debido a que la variación de la aceleración es muy irregular en el tiempo, es
necesario que la toma de datos se realice en intervalos muy pequeños de tiempo, utilizándose
generalmente valores de 0.01 o 0.02 s.
Los acelerogramas se caracterizan por ser altamente irregulares y oscilatorios, con pequeñas
amplitudes iniciales que crecen rápidamente hasta alcanzar los valores máximos y decrecer
igualmente rápido hasta que se detiene el movimiento.
Sismograma
Es un aparato que registra el movimiento del suelo causado por el paso de una onda sísmica.
Los sismógrafos fueron idea dos a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios del
presente. En la actualidad, estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo
electrónico, pero el principio básico empleado no ha cambiado.
Epicentro
Es la proyección del foco en la superficie terrestre.
Hipocentro
Es el lugar de la corteza terrestre, en el cual se originan los sismos ;también se le denomina
Hipocentro. En el Foco se presentan las causas de los sismos y desde ahí se propagan en
forma de ondas en todas las direcciones. El Foco se encuentra a diferentes profundidades en
el interior de la Tierra; los sismos superficiales son los que se producen hasta los 60 km. de
profundidad, los intermedios entre los 60 y 300 kms., y los sismos profundos son aquellos
cuyos focos se encuentran sobre mayores profundidades.
Distancia epicentral (D)
Es la distancia entre la estación sismologica dónde se registra un sismo y el epicentro del mismo.
Profundidad focal (H)
Es la distancia vertical entre el foco de un sismo y su epicentro
Origen de los sismos:
Teoría de las placas
El calor asciende. El aire caliente asciende por encima del aire frío y las corrientes de agua
caliente flotan por encima de las de agua fría. El mismo principio se aplica a las rocas calientes
que están bajo la superficie terrestre: el material fundido de la astenosfera, o magma, sube,
mientras que la materia fría y endurecida se hunde cada vez más hacia al fondo, dentro del
manto. La roca que se hunde finalmente alcanza las elevadas temperaturas de la astenosfera
inferior, se calienta y comienza a ascender otra vez.
Este movimiento continuo y, en cierta forma circular, se denomina convección. En los bordes
de la placa divergente y en las zonas calientes de la litosfera sólida, el material fundido fluye
hacia la superficie, formando una nueva corteza.
Subducción
Las placas tienen movimientos de separación de aproximación, se separan o se aproximan y
cuando unas se separan a diferente velocidad de otras se “compite” por el mismo espacio el
cual genera que parte de la corteza oceánica, individualizada en una placa litosfera, se
sumerge bajo otra placa de carácter continental.
¿Qué es un terremoto?
Un terremoto es una vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía, la
energía liberada se irradia a partir de un punto en todas las direcciones: el foco.
La energía se propaga en la forma de ondas; alrededor del mundo, las vibraciones son captadas
por unos instrumentos muy sensibles: los sismógrafos.
Terremotos y Fallas
Los movimientos que provocan los terremotos están asociados a grandes fracturas de la corteza
terrestre denominadas fallas, el movimiento de las fallas puede ser explicado por la Teoría de
la Tectónica de Placas.
Teoría del Rebote Elástico
El mecanismo que produce los terremotos fue explicado por primera vez por H.F. Reid
– Las rocas a ambos lados de una falla son deformadas por la acción de fuerzas tectónicas:
- Las rocas se flexionan y almacenan energía elástica
- La resistencia friccional que mantiene los bloques rocosos juntos es superada a partir
de un cierto umbral
Fuente: http://www.sernageomin.cl/Museo_Geologico/sismologia/sismo_01.htm
Establece que existen ciertas zonas preferenciales de la corteza terrestre (figura a) donde se
van acumulando lentamente grandes esfuerzos que son soportados por los materiales (rocas)
que la constituyen. Estos esfuerzos ocasionan en las rocas deformaciones elásticas cada vez
mayores (figura b) hasta que se supera la resistencia de las mismas (figura c) , y se produce
entonces una liberación casi instantánea de la energía acumulada a través del tiempo. El
resultado de este mecanismo es la propagación de la energía liberada, en forma de ondas
sísmicas y el retorno a un estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a
esfuerzos, con la presencia de una fractura o falla geológica, muchas veces visible en la
superficie de la tierra.
Sismología
Sismógrafos: instrumentos que registran las ondas sísmicas, registran el movimiento de la
Tierra en relación con una masa estacionaria situada dentro de un tambor rotatorio o una
cinta magnética
La figura 1 muestra un esquema del mecanismo del sismógrafo que se usa para registrar los
movimientos horizontales de la tierra durante un sismo. En una base fija al suelo y a través de
un soporte rígido se cuelga de un fino hilo una gran masa, esta masa debido a
la inercia prácticamente no se mueve con el movimiento horizontal de la base y la flexibilidad
del hilo, por tal motivo se mantiene estática mientras la base se mueve al ritmo de las
oscilaciones horizontales. Verticalmente la inelasticidad del hilo mantiene todo como un
conjunto. Una punta muy fina que funciona como pluma de tinta va escribiendo en el papel de
un tambor giratorio un trazo equivalente al movimiento relativo de la base con respecto a la
pluma o lo que es lo mismo la amplitud de las oscilaciones del suelo.
La versión del sismógrafo para el registro de los movimientos verticales se muestra en la figura
2. En este caso la masa inerte está fija en la punta de una fina lamina ancha, muy flexible
verticalmente pero muy rígida horizontalmente. De esta manera la masa se mantiene estática
debido a la flexibilidad de la lámina en lo referente al movimiento vertical, pero sigue fielmente
los movimientos de la base en sentido horizontal evitando movimiento relativo entre la aguja y
el tambor registrador. Igual que en el caso anterior una fina pluma va trazando en el papel del
tambor giratorio la amplitud de las oscilaciones verticales del terreno, el amortiguador es
necesario para evitar que el sistema flexible oscile constantemente a su frecuencia natural una
vez perturbado su equilibrio. Los sismógrafos profesionales son aparatos muy sensibles y que
además pueden registrar las oscilaciones horizontales en cualquier dirección y no en una sola
como el representado aquí.
ONDAS
Al ocurrir un terremoto, las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones partiendo desde
el hipocentro. Sin embargo, no todos los tipos de ondas son iguales ya que existen diferencias
importantes entre ellas.
Las ondas sísmicas se clasifican en dos grandes grupos de acuerdo a la forma de propagación
en la tierra: ondas de cuerpo y ondas superficiales.
Ondas de cuerpo
Se llaman así porque estas tienden a viajar a través del interior del planeta (adentrándose incluso
a grandes profundidades). Las ondas superficiales, por el contrario, viajan a lo largo de la
superficie de la Tierra y no tienden a adentrarse a capas profundas. Mientras que las ondas de
cuerpo siempre aparecen en los sismogramas, las ondas superficiales solo aparecen en aquellos
registros de terremotos cuyo hipocentro no haya sido muy profundo.
Las ondas de cuerpo se subdividen a su vez en dos tipos:
> Ondas P u ondas primarias
> Ondas S u ondas secundarias
Las ondas P se llaman así por ser las que primero se registran en un sismograma (son las más
veloces), las ondas S por ser las segundas en velocidad. La forma de propagarse de ambos tipos
se muestra en las Figuras 1 y 2. Las ondas P comprimen y dilatan el medio conforme se
propagan mientras que las ondas S lo cortan o cizallan.
Figura 1.
Figura 2.
Ondas Superficiales
Las ondas superficiales también se subdividen en dos tipos:
> Ondas Rayleigh
> Ondas Love
Las ondas Rayleigh tienen un movimiento elíptico retrógrado tal como lo muestra la Figura 3
mientras que las ondas Love tienen un movimiento similar al de una serpiente (Figura 4).
Figura 3.
Figura 4.
La Figura 5 muestra un sismograma. Cada tipo de onda se muestra con un color diferente. La
parte antes del arribo de las ondas P se denomina pre-evento y por lo general está constituido
por ruido ambiente (agitación del suelo por efectos del tránsito vehicular, el viento, etc. que es
imperceptible para el hombre). Las ondas P son las primeras en llegar, ya que la velocidad
promedio de propagación es casi dos veces mayor a la de las ondas S. Las ondas S se
diferencian de las ondas P en que poseen mayor amplitud.
La energía de las ondas se calcula en base a su amplitud. Por tanto, una onda de igual período
pero mayor amplitud poseerá una mayor cantidad de energía. Las ondas S son por tanto las que
transportan la mayor cantidad de la energía de un sismo. Esto significa también que la mayoría
de los daños producidos a estructuras será debido a las ondas S (las responsables de la fuerza
de la sacudida).
Las ondas superficiales viajan a velocidades mucho menores que las velocidades a las que
viajan las ondas P y S. Son ondas que, al igual que las ondas S, poseen amplitudes mayores a
las de las ondas P, pero sus períodos son mucho más largos. En la Figura 5 se muestra solamente
la onda L, esto porque el registro mostrado corresponde al de una componente
horizontal.La coda es la parte del sismograma que decae conforme pasa el tiempo hasta llegar
al nivel original del pre-evento cuando los otros tipos de ondas han pasado. La coda puede
llegar a durar un tiempo significativo dependiendo del tamaño del sismo.
Figura 5.
Localización del Foco de un Terremoto
Foco: Lugar dentro de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas se producen.
Epicentro: Proyección vertical, en superficie, del foco sísmico, se localiza empleando la
distinta velocidad de propagación de las ondas P y S. Se necesitan los registros de, al menos,
tres estaciones sísmicas, en cada estación se determina el lapso de tiempo que separa la llegada
de la primera onda P y la primera S. Se dibuja un gráfico de tiempo de viaje de las ondas
sísmicas para determinar la distancia
Profundidad de generación de sismos
Los terremotos se originan,típicamente, a profundidades que van desde los 5 hasta los 700
kilometros. Los focos de los terremotos se clasifican como
– Superficiales (0 - 70 km)
– Intermedios (70 - 300 km)
– Profundos (> 300 km)
Se pueden reconocer pautas de distribución: Los terremotos de foco superficial tienden a
concentrarse a lo largo del sistema de dorsales oceánicas, la práctica totalidad de terremotos
profundos se produce en el Cinturón Circupacífico, en particular en las regiones continentales
adyacentes a las grandes fosas oceánicas.
Medida del Tamaño de un Sismo
Existen dos formas (o escalas) de medir el tamaño de un terremoto:
• Intensidad: es una medida del grado de agitación provocado por un terremoto en un ámbito
local, de acuerdo con la cantidad de daño producido
• Magnitud: estima la cantidad de energía liberada en el foco del terremoto
Fundamento metodológico
Calculo del epicentro de un terremoto:
Cuando ocurre un terremoto, las ondas generadas por la liberación repentina de energía en el
foco o hipocentro viajan en todas direcciones y son registradas por los sismómetros que se
encuentran en las estaciones sismológicas ubicadas en todo el territorio nacional y en algunos
casos, internacional. El tiempo que tardan en registrarse las ondas P (ondas primarias) y las
ondas S (ondas secundarias) en cada estación sismológica determinan la
localización epicentral del sismo.
Por sus características de propagación, estas ondas viajan a diferentes velocidades, siendo la
onda P más veloz que la S, con lo cual la onda P se va alejando paulatinamente de la onda S a
medida que nos apartamos del epicentro. Por lo tanto, mientras más lejos se encuentre una
estación del hipocentro del terremoto, mayor será la diferencia de tiempo de llegada entre la
onda P y la onda S; por lo que esta diferencia de tiempo (TS-P) proporciona una medida de cuán
distante está el epicentro del lugar de medición.
Fuente: http://www.inpres.gov.ar/docentes/C%C3%A1lculo%20del%20epicentro.pdf
Considerando a la Tierra compuesta por una sola capa y completamente homogénea, se podría
considerar constante la velocidad de la onda P, que equivale entre 5 y 8 Km/s; y a partir de
ella saber el recorrido en km para un determinado tiempo TS-P.
Utilizando un mapa del área y un compás, se dibujaban tres circunferencias, tomando como
centro las estaciones mencionadas, como radio la distancia entre el epicentro y cada una de las
estaciones, y la zona donde los arcos se interceptan determinan el lugar aproximado de
localización del epicentro.
Fuente: http://www.inpres.gov.ar/docentes/C%C3%A1lculo%20del%20epicentro.pdf
Para este caso, se determinó el epicentro aproximado del terremoto de chile 2010, ocurrido
a las 03:34:17 hora local (UTC-3), del sábado27 de febrero, que alcanzó una magnitud de
8,3 MW de acuerdo al Servicio Sismológico de Chile y de 8,8 MW según el Servicio Geológico
de Estados Unidos. El sismo, tuvo una duración de cerca de 2 minutos 45 segundos, al menos
en Santiago.
Epicentro
Latitud Longitud
35. 84° S 72,219° W Tabla 1. Epicentro (teórico) que tuvo el terremoto de chile 2010.
Estación Distancia en Km.
Porland (USA) 10296
Montería, Est. Sismológica (Cordoba- Colombia) 4967
Tumaco, Faro (Nariño-Colombia) 4227 Tabla 2. Estaciones sismológicas que registraron el terremoto de chile 2010.
Nota: En la bibliografía no se encontraron los datos de tiempo de las ondas S y P para cada
una de las estaciones nombradas en la tabla 2, por lo que no fue posible realizar el
procedimiento anteriormente expuesto. Sin embargo, se encontraron las distancias entre cada
estación y el epicentro del terremoto.
El epicentro se calculó, ubicando en un mapa del mundo político las coordenadas de las
estaciones sismológicas (Tabla 2). Luego, con la ayuda del compás se trazaron 3
circunferencias que tenían como centro la ubicación de la respectiva estación, y como radio la
distancia entre el epicentro del terremoto y la estación; la intersección de las 3 circunferencias
era el epicentro “experimental” del terremoto.
Resultados
Figura 1: Epicentro calculado por la intersección de las 3 circunferencias.
Epicentro calculado Epicentro teórico
Coordenada aproximada : Coordenada Teórica:
Latitud Longitud Latitud Longitud
32° S 73° W 35. 84° S 72,219° W
Tabla 3. Comparación entre el epicentro determinado o calculado, y el epicentro Teórico, sus coordenadas y su
ubicación en el mapa.
Respecto a lo anterior, y como se puede observar en la tabla 3, las coordenadas del epicentro
calculado difieren en latitud 3.84° y en longitud 0.781°. Sin embargo se tiene en cuenta que
los datos del epicentro calculado son valores aproximados, dado que el mapa donde se realizó
la actividad no tenía la medición de longitud y latitud en intervalos de 30°.
Este margen de error, se generó posiblemente a que no se ubicaron correctamente las
estaciones sismológicas (Tabla 2), o a que en el proceso no se realizó correctamente el proceso
de medición.
Conclusiones
Se estudió físicamente el comportamiento de los movimientos telúricos, los factores que interviene en dicho fenómeno y las alteraciones que generan.
Se analizó el comportamiento de las ondas, su clasificación según esto; y los factores que generan los movimientos de las placas tectónicas, los cuales son principales
causantes de los terremotos.
Se calculó por medio de técnicas manuales, como el uso del compás: y por medio de
variables como la distancia, la intersección y el radio de una circunferencia, el epicentro
aproximado del terremoto de chile 2010.
El epicentro aproximado no difiere mucho el valor estipulado teóricamente, debido a que se tiene un margen de error mínimo.
El margen de error obtenido en el epicentro aproximado, se debe posiblemente a una incorrecta medición y ubicación de las estaciones y su distancia del epicentro, respecto
a las circunferencias realizadas.
Bibliografía
Sismo 24. CL. (2003). Definiciones de terremoto. Recuperado de:
http://www.sismo24.cl/500sismos/700seismo.html
Angelfire. (ND). Terremotos y otros desastres naturales. Recuperado de.
http://www.angelfire.com/nt/terremotos1/
Geodocente. (ND). Localización de un sismo. Recuperado de:
https://formacion.uam.es/pluginfile.php/167/mod_resource/content/2/localizacion_d
e_un_sismo.pdf
Gutiérrez, M. Slideshare. Análisis sísmico. Recuperado de:
http://es.slideshare.net/MirkoG/analisis-sismico?next_slideshow=1
Laboratorio de Ingeniria Sismica (LIS). Generalidades de un terremoto.
Recuperado de: www.lis.ucr.ac.cr/index.php?id=7
Museo Geologico . Teoría del rebote elastico . Recuperado de:
http://www.sernageomin.cl/Museo_Geologico/sismologia/sismo_01.htm
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