SISMICIDAD

SISMICIDAD A diario ocurren alrededor de 50 sismos alrededor del mundo que son lo suficientemente fuertes como para sentirse de manera local; de igual forma, en pocas ocasiones aparecen sismos que son capaces de lograr daños en las estructuras que conocemos. Observando la actividad sísmica mundial se puede estimar el numero de temblores de cierta magnitud que ocurren en un año; se ha observado que en promedio ocurren dos grandes (Magnitud 8 o mayor en escala de Richter) terremotos anualmente. Cada sismo irradia ondas que viajan a través de la tierra, muchos de estos producen movimientos de tierra distantes, que a pesar de ser muy débiles para sentirse, pueden ser detectados con instrumentos modernos en cualquier parte del globo. Estos instrumentos son esenciales para un trabajo de sismicidad, que se define como el estudio de los eventos sísmicos que tienen ocurrencia en un lugar en especifico, así como el numero de estos sismos, su magnitud, los diferentes epicentros que se pueden localizar en la región geográfica determinada, su datación y duración. En términos de sismicidad, un lugar puede tener alta o baja sismicidad dependiendo de la frecuencia en que los movimientos de la tierra se presenten en dicho lugar. Los estudios de sismicidad generalmente se realizan para elaborar mapas con los datos obtenidos de epicentros y magnitudes en un periodo de tiempo. Sin embargo para la obtención de estos datos es necesario entender todo el contexto que rodea a los terremotos y temblores con ayuda de la sismología, que es una ciencia que se ocupa del estudio de las ondas producidas por un sismo y los datos que estas arrojan acerca de la estructura de la tierra y la física de los terremotos. Esta ciencia es relativamente joven en comparación con otras, ya que solo ha sido estudiada cuantitativamente por cerca de 100 años. A pesar de esto, la sismología ha logrado uno de los avances mas notables para el entendimiento del planeta con la aportación de la llamada Tectónica de Placas. Entendiendo que la Tierra esta formada por capas; de manera general son: el núcleo, el manto y la corteza terrestre, que es el “cascarón” mas externo de la Tierra. Este “cascarón” exterior llamado litosfera, se comporta como un cuerpo rígido “flotando”, donde pueden presentarse movimientos como si se tratara de un fluido, no es continuo sobre la superficie, sino que esta formado por diferentes placas que hacen contacto unas con otras. Siendo que la superficie del planeta esta cubierta por estas placas, solo se puede lograr el movimiento relativo entre ellas en sus márgenes; esto pasa cuando se esta creando nueva litosfera mientras que en otros márgenes algunas placas “cabalgan” sobre otras, a lo que se conoce como subducción. Pero entonces, ¿Cuál es la relación de estos fenómenos con los sismos? En primer lugar hay que notar que en la zona de subducción, el movimiento de una placa bajo la otra se realiza venciendo las fuerzas de fricción, generadas en el contacto entre ambas. A lo largo de este contacto, llamado zona de Wadati-Benioff (WB), el movimiento de una placa contra la otra tiene lugar discontinuamente, por “brincos”. Esto es lo que genera temblores en esas regiones. En dicha zona se acumula gradualmente un esfuerzo de tensión hasta que rebasa un límite, en ese momento se empieza a presentar una falla en algún punto de la placa llamado foco (ahora también llamado hipocentro), desde el cual se propagan ondas en todas direcciones a toda una superficie. Este mecanismo es conocido como la Teoría de Rebote Elástico. Aunque estos mecanismos pueden ciertamente ocurrir, en la actualidad sabemos que la mayoría de los temblores en las regiones de subducción, se originan por el mecanismo expuesto y son llamados “tectónicos”. Otros tipos de sismos están asociados a fenómenos locales, como actividad volcánica o el colapso del subsuelo por la extracción de fluidos o materiales del subsuelo. SISMICIDAD EN MÉXICO. En nuestro país el desarrollo instrumental para los estudios de sismicidad empezó a principios del siglo; afortunadamente la historia de los grandes sismos del país no dejo de ser registrada en un gran numero de documentos. La Republica Mexicana Esta situada en una de las regiones sísmicamente mas activas del mundo. El estudio de la actividad sísmica en México es relativamente reciente, sin embargo, su observación tiene antecedentes remotos. Los primeros pobladores de México dejaron testimonio de los eventos sísmicos de diferentes maneras. En la época de la colonia, la descripción de estos eventos se llevaron a cabo principalmente por frailes como Clavijero y Sahagún. Posteriormente con el uso generalizado de la imprenta, se reportaban datos sismológicos en los periódicos de la época. A su vez, los temblores también fueron descritos por naturalistas, publicistas y publico en general, pues en todos los folletos antiguos se encuentran notas sobre temblores. Después de esto, cuando se instaló la red telegráfica en la República Mexicana, los telegrafistas suministraban datos referentes a temblores y se publicaban mensualmente en boletines. La medición de los temblores por medio de instrumentos se inició a fines del siglo pasado. En la época de Mariano Bárcena, se instaló en el Observatorio Meteorológico Central un sismógrafo tipo Sechi. Por ese tiempo, juan Orozco y Berra se dedicó a observar estos fenómenos y a formar estadísticas, reuniendo importantes datos de temblores desde tiempos precolombinos, coleccionados con cuidado y publicados en la sociedad científica Antonio Alzate. En 1910 se inauguro la red sismológica mexicana. Desde esa fecha hasta nuestros días se ha mantenido una observación continua de los temblores cuyos registros se conservan en la Estación Sismológica de Tacubaya y otras instalaciones del Instituto de Geofísica de la UNAM, institución encargada de operar el Servicio Sismológico Nacional (SSN) y su red de estaciones sismológicas. Desde 1992 el SSN inició un proyecto de modernización que pretende establecer estaciones con una cobertura mas amplia y una localización mas estratégica. Las estaciones estarán dotadas de sismógrafos modernos de banda ancha con señales enviadas por telemetría a las instalaciones del SSN. Gracias a estos datos obtenidos, es posible notar que las zonas de mayor sismicidad se concentran en la costa occidental del país a lo largo del borde de varias placas cuyo contacto tiene expresión en un bajo topográfico conocido como trinchera. Aunque la Ciudad de México no se encuentra sobre la costa, se encuentra lo suficientemente cercana para experimentar los efectos de los sismos; la causa de que estos sean mas dañinos en esta que en otros lugares radica, entre otras cosas, en la naturaleza de su terreno. Recapitulando lo anterior, si bien los sismos son generados por la ruptura en el plano de falla, las ondas así creadas se propagan a través de la Tierra porque para los tiempos involucrados en la propagación de ondas (del orden de varios segundos) esta se comporta como un cuerpo elástico. Años atrás lo que se pensaba acerca de los sismos, como era de suponerse, algo supersticioso y no muy científico. Pero iniciando el siglo XVII la teoría de propagación de ondas elásticas inicio a ser desarrollada por Cauchy, Poisson, Stokes, Rayleigh, y otros que describían los principales tipos de ondas que eran esperarse en materiales solidos. Estas incluían ondas de compresión y de corte, llamadas ondas de cuerpo (también conocidas como ondas internas porque se propagan en el interior de un solido elástico) ya que estas viajan a través de cuerpos solidos, y las ondas de superficie, que viajan a través de un solido que tiene una superficie libre. Las ondas de compresión se propagan a manera de compresiones y expansiones, asemejándose a un resorte, donde las partículas del medio se mueven en el mismo sentido, de manera paralela, a la dirección de propagación de la onda. De acuerdo a la teoría de Biot, en el caso de medios porosos saturados por un fluido, la acción de un evento sísmico se propagara en forma de una onda de corte y dos ondas de compresión. Estas dos ondas de compresión se suelen denominar como ondas P de primera y segunda especie. En la onda de corte o transversal, las partículas se mueven de manera perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Siendo que las ondas de compresión viajan mas rápido que las ondas de corte y son detectadas primero, son comúnmente llamadas Ondas Primarias u Ondas P, por tanto las ondas de corte son llamadas Ondas Secundarias u Ondas S. Las ondas de superficie que son llamadas así porque viajan a lo largo de un plano que tiene una superficie libre, como la superficie de la tierra, teniendo su amplitud máxima en esta superficie libre, la cual decrece exponencialmente con la profundidad. Dentro de estas ondas encontramos las Ondas R u Ondas Rayleigh, nombradas asi en honor al científico que predijo su existencia. La trayectoria que tienen las partículas en este tipo de onda es elíptica retrograda y ocurre en el plano de propagación de la onda, este movimiento es similar a las ondas producidas en la superficie de un cuerpo de agua al dejar caer un objeto sobre ella. De igual forma tenemos las Ondas L u Ondas Love, en honor al científico que las estudio. Estas se generan cuando el medio elástico se encuentra estratificado, tal es el caso de la tierra que tiene varias capas con diferentes características. El movimiento que se produce con estas ondas es perpendicular a la dirección de propagación, similar a las Ondas S, solo que polarizadas en el plano de la superficie de la Tierra, es decir solo poseen la componente horizontal a superficie. Las Ondas Love pueden considerarse como Ondas S atrapadas en el medio superior. En realidad el termino superficial se sebe a que las ondas se generan por la presencia de superficies de discontinuidad ya que en un medio elástico infinito no podrían generarse, pero esto es imposible. Y ¿Cuál es la velocidad de estas ondas? De manera tanto teórica como practica se ha demostrado que la velocidad de las ondas es tal que: Ondas R, Ondas L< Ondas S< Ondas P Entre estas dos ultimas no puede establecerse un orden de velocidades porque esta depende de muchos factores. De igual manera las variables que intervienen en la determinación de la velocidad dependen de las características del medio; por ejemplo en rocas ígneas la velocidad de las ondas P es del orden de 6Km/seg. Mientras que en rocas poco consolidadas es del orden de 2 Km/seg o menor, por lo que esta relacionada con la rigidez del material. Por lo tanto, las ondas P de un terremoto originado en la costa de Acapulco serían percibidas en la Ciudad de México, en alrededor de 1 minuto. Para el calculo de la velocidad de Ondas P y S son generalmente utilizados los parámetros de Lamé, que son dos constantes elásticas que caracterizan el comportamiento elástico de un solido isótropo. El primer parámetro no tiene una interpretación física directa o simple pero sirve para simplificar la matriz de rigidez en la ley de Hooke. El segundo parámetro , modulo de elasticidad transversal o modulo de cizalladura caracteriza el cambio de forma que experimenta un material elástico cuando se aplican esfuerzos cortantes. Para el calculo de la velocidad de propagación de onda P en medio isótropo y homogéneo se tiene la siguiente expresión: Siendo la densidad del medio. Para el caso de la onda S en el mismo medio se considera: Siendo lo anterior un paramento medible de los sismos también fue necesario recurrir a métodos para cuantificar los temblores, utilizando las escalas de magnitud e intensidad. La escala de intensidad permite describir de manera sucinta los efectos de un temblor. Como por otra parte los daños causados por un temblor se concentras en las cercanías de la fuente, la distribución de las intensidades permite estimar el epicentro de un temblor; sin embargo, la escala es en gran medida subjetiva y no permite comparación de los sismos entre si puesto que, por ejemplo, un sismo pequeño puede causar mas daño a una población cercana al epicentro que un sismo grande a una población localizada a una distancia mayor. De igual forma, este tipo de escalas no proporciona información sobre energía u otra variable física liberada por el temblor. La Escala mas conocida hablando propiamente de intensidad es la Escala de Mercalli modificada, y los datos que arroja sobre un terremoto dependen de: La energía del terremoto La distancia de la falla donde se produjo el terremoto La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la intensidad. Como la población sintió o dejo registros del terremoto Esta escala esta graduada de la siguiente forma, y sus grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es proporcional: Grado I: Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones favorables. Grado II: Sacudida sentida solo por pocas personas en reposo, especialmente en pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar. Grado III: Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable. Grado IV: Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocos en el exterior. Por la noche algunos despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio. Los vehículos de motor estacionados se balancean claramente. Grado V: Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etc., se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los arboles, postes y otros objetos altos Se detienen relojes de péndulo. Grado VI: Sacudida sentida por todo mundo, muchas personas atemorizadas huyen hacia fuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros. Grado VII: Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento. Grado VIII: Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de fabricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel de agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados. Grado IX: Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploma; grandes daños en los edificios solidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen. Grado X: Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas ; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías de ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión de agua de los ríos sobre sus márgenes. Grado XI: Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas. Grado XII: Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las costas de nivel ( ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba. En el caso de la magnitud, es cuantificada mediante la escala de Richter, también conocida como escala de magnitud local, que es una escala logarítmica que asigna un numero a la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogaritmica, de manera que cada punto de aumento significa un incremento no lineal sobre el punto anterior. El doctor en física de la Universidad de Barcelona, Sr. Josep Vila, nos aporta que entre la magnitud 2 y magnitud 4, lo que aumenta seria 100 veces la amplitud de ondas y no la energía. La energía aumentaría un factor de 33 cada grado de magnitud con lo cual seria poco mas de 1000 veces cada dos unidades. midiendo la separación entre ellos para cualquiera distancia del epicentro. Se define entonces la magnitud a través de la fórmula:   ML = log A - log A0 Donde A es la máxima traza en el sismograma de un temblor y Ao es la máxima amplitud del temblor patrón. Aquí resalta la necesidad de definir tanto un temblor patrón como un sismómetro patrón. El temblor patrón, de magnitud cero se define como aquel que, teniendo su epicentro a 100 Km de distancia, deja una traza de una micra en el registro o sismograma producido por un sismógrafo especial que lleva el nombre de los científicos que lo diseñaron , el sismógrafo Wood-Anderson elegido a su vez como sismógrafo patrón. Como Richter definió esta magnitud utilizando información de la red sísmica de California y la utilizó para sismos en esta región es de hecho una escala local razón por la que Richter le llamó magnitud local. De esta manera la formula de Richter se expresa como:   ML = log A + 3 La magnitud de un temblor se define como el promedio de las magnitudes calculadas en tantas estaciones como sea posible. La definición de magnitud de Richter se tornó en un instrumento de enorme utilidad para el estudio de los temblores. No solo se encontró que podía emplearse para otras regiones del planeta ademas de California sino que señaló el camino para la elaboración de escalas de mayor aplicación. En efecto, la escala de magnitud local es apropiada para temblores con focos no mayores a los 16 Km de profundidad y distancias no mayores de 600 Km de una estación dada. En 1936 Richter y otro gran sismólogos, Beno Gutenberg, diseñaron una nueva escala aplicable a temblores lejanos registrados con otros tipos de aparatos. En esta escala se utiliza la, amplitud de la onda superficial horizontal con periodo de 20 seg.. La formula para determinar la magnitud con este criterio es:   Ms = log A - log B + C + D En esta ecuación A es la amplitud total , es decir en las dos dimensiones del plano, de la onda superficial con periodo aproximado de 20 seg ( medida en micrones). B es el valor de la máxima amplitud horizontal calculada para un evento de magnitud cero (en micrones) a la misma distancia focal. Finalmente, C y D son constantes dependientes de cada estación y dependen de tipo de terreno en que se encuentra una estación, el instrumento, la profundidad focal, atenuación, etc. A esta escala se le llama magnitud de ondas superficiales o Ms. Por otro lado, entre 1945 y 1956 Gutenberg desarrollo una nueva escala aplicable a temblores profundos (que son menos eficientes en la generación de ondas superficiales) utilizando la amplitud de las ondas internas. Esta escala esta dada por la fórmula: mb = log (A/ T) + B + C Donde A es la amplitud de la onda de cuerpo elegida para la determinación, T el periodo de la onda, y B y C constantes dependientes de las características del sismo y la estación sismológica. A esta escala se le conoce como magnitud de ondas de cuerpo o por el símbolo utilizado en la fórmula: mb Estas fórmulas dan valores algo diferentes para un mismo temblor, la razón es que , como hemos visto fueron desarrolladas para extender el concepto de magnitud a sismos de varios tipos y resultan en realidad complementarias; por ejemplo, la magnitud mb arroja mejores resultados cuando se aplica a sismos profundos. Independientemente de la escala utilizada, lo importante es que se cuenta ahora con una fórmula que nos proporciona un valor relacionado con el "tamaño" determinado a partir de observaciones instrumentales. Como la magnitud no es una variable física, los sismólogos han buscado fórmulas de relación entre esta y otras cantidades físicas, por ejemplo, con la energía liberada como ondas sísmicas. Las fórmulas que las relacionan varían porque la amplitud medida en el sismograma puede ser, como hemos visto, la de cualquiera de las distintas fases (P, S, superficiales) que son registradas. En forma general estas tienen la forma siguiente: log E = a + bM donde a y b dependen de la escala de magnitud utilizada. Por ejemplo si la magnitud es Ms, Richter encontró la siguiente fórmula: log E = 11.8 + 1.5 Ms Con esta fórmula podemos ver que un temblor de magnitud digamos, 5.5 libera una energía del orden de magnitud de la de una explosión atómica, es decir alrededor de 1020 ergs En la fórmula anterior notemos que la relación entre magnitud y energía es logarítmica, es decir cuando la magnitud aumenta en una unidad el logaritmo de la energía también lo hace. La brecha sísmica de Michoacán En el caso de México, el ambiente tectónico de mayor interés, desde el punto de vista de potencial sísmico, en la zona de subducción que existe a lo largo del Pacífico. El proceso de subducción de la placa de Cocos genera una gran falla geológica que es la fuente de los más grandes y frecuentes sismos de México. La expresión fisiográfica de la falla de subducción es la fosa o trinchera que corre a lo largo de la costa de México y que alcanza localmente profundidades de hasta 5 000 m. El sismo de Michoacán del 19 de septiembre de 1985 es un de estos frecuentes sismos de subducción que tienen lugar en la costa de México. El sismo se originó en lo que se conocía como la brecha de Michoacán. Una brecha o vacancia sísmica es un segmento de una falla activa que durante un largo lapso de tiempo no ha sido objeto de un deslizamiento, y por ende, cuna de un gran sismo. La ausencia de grandes sismos en dicho segmento de una falla durante mucho tiempo, indica que debe existir una acumulación importante de energía elástica que crece día a día y tendrá que liberarse irremisiblemente. En el caso de Michoacán, el último gran sismo del que tenemos noticia es un temblor de magnitud 7.9 en el año de 1911, que curiosamente ocurrió el mismo día en que Madero entraba triunfalmente a la ciudad de México. Desde entonces, sólo había tenido lugar en esta zona otro sismo de tamaño moderado cerca de Playa Azul en 1981. Sin embargo, la magnitud del sismo de Playa azul (Ms = 7.3) no fue lo suficientemente grande para liberar la energía acumulada en la brecha de Michoacán desde 1911. El sismo de Playa Azul deslizó un segmento de la falla de subducción de sólo 440 km de largo, mientras que la longitud de la brecha de Michoacán era de casi 200 km de longitud. Resultanba evidente que para liberar la energía sísmica acumulada en la brecha de Michoacán desde 1911, haría falta un sismo mucho más grande que el temblor de Playa Azul. La brecha de Michoacán quedaba claramente delineada por las áreas de ruptura de falla de los sismo de Colima de 1973 y de Petatlán en 1979 (Figura 12). Este último, como se recordará, causó daños moderados en la ciudad de México, siendo la destrucción de la Universidad Iberoamericana el ejemplo más importante. Cabe apuntar que los segmentos de la falla que se deslizan para producir un sismo importante son cartografiados indirectamente por medio de la localización de las réplicas. Las réplicas, por definición, son sismos de magnitud menor que el sismo al cual prosiguen, y que ocurren sobre el segmento de la falla geológica recién deslizada; las réplicas de un sismo de gran magnitud son más grandes y duran más tiempo que las de un sismo más pequeño. Podemos pensar que las réplicas son sismos menores que liberan parte de la energía que no fue totalmente relajada por el deslizamiento principal, y que tienden a ocurrir en áreas donde la superficie de la falla tiene rugosidades o heterogeneidades. Dimensión de la falla de los sismos del 19 y 20 de septiembre e 1985 Después de un gran sismo como los de Colima, Petatlán y Michoacán, se procede a instalar de inmediato una red de sismógrafos portátiles de fácil manejo en la zona que se sospecha cubre la falla que produjo el evento. Esta red de instrumentos portátiles permite estimar la localización (epicentro) y la profundidad de las réplicas con mucho mayor precisión de lo que podría hacerse con los sismógrafos instalados permanentemente, que generalmente son insuficientes en número y demasiado distantes. Doce horas después de ocurrido el sismo de Michoacán, La Universidad Nacional Autónoma de México había comenzado ya la instalación de sismógrafos portátiles que sirvieron para registrar las réplicas producidas por el temblor principal. La figura 13 muestra la localización de las estaciones portátiles, la localización epicentral de los sismos del 19 y 20 de septiembre y los epicentros de las réplicas localizadas en un lapso de dos semanas aproximadamente. La ruptura del sismo de Michoacán se inició cerca del poblado Caleta de campo, al noroeste de Lázaro Cárdenas, Mich. La distribución de las réplicas muestra claramente que el sismo se produjo por el deslizamiento del segmento de la falla que estaba bordeada por los sismos de Colima y Petatlán. Las réplicas cubren completamente la brecha de Michoacán e incluyen parte de las áreas de ruptura de los sismos de Colima y Petatán. Nótese que el sismo del 20 de septiembre tuvo lugar en el extremo sur del sismo del día anterior. Aparentemente, la energía elástica acumulada en la falla no se liberó totalmente el 19 de septiembre y un segmento de la falla aún no relajada produjo el segundo terremoto al día siguiente, que fue sentido también muy fuertemente en la ciudad de México. Ya hemos hablado frecuentemente de las áreas de falla que se deslizan, produciendo un sismo. En el caso de Michoacán, la longitud de la falla es del orden de 200 km y en el ancho es de aproximadamente 80 km. Esto da una idea de las enormes dimensiones de las fallas que producen sismos de esta magnitud. El área o longitud de una falla es otra forma de cuantificar el tamaño de un evento, que resulta, tal vez, más fácil de intuir que una esotérica estimación de magnitud. Todos los que sentimos el sismo del 19 de septiembre en la ciudad de México tenemos una imagen muy vivida de su impresionante tamaño. Sin embargo, cuando comparamos el terremoto del 19 de septiembre con otros grandes sismos de los últimos 25 años, resulta ser un sismo no tan grande como creeríamos a priori. Para citar dos ejemplos únicamente, el terremoto de chile de 1960 tuvo una longitud de ruptura de 1 000 km aproximadamente, mientras que el sismo de Alaska en 1964 involucró una falla de 650 km de largo. Es decir, fueron en términos de sus dimensiones geométricas cinco y tres veces más grande, respectivamente, que el sismo que tanto daño produjo a nuestra capital. Como apuntamos arriba, la magnitud del sismo de Michoacán fue de 8.1 y representa uno de los terremotos más grandes que haya sufrido México en las últimas décadas. El único sismo más grande que el del 19 de septiembre registrado en México durante este siglo, es el sismo de Jalisco de 1932 (Ms = 8.4). Además, como señalamos anteriormente, al revisar la historia de sismos importantes en nuestro país, vemos que hay muchos otros eventos que han causado daños importantes a la ciudad de México. Muchos de estos eventos parecen ser de magnitud igual o mayor que la del sismo del 19 de septiembre; no podemos, por tanto considerar que el sismo de Michoacán fue algo insólito o poco común en el ambiente tectónico del sur de México. Después del terremoto del septiembre de 1985 es lógico pensar que la mayor parte de la energía acumulada en esa antigua brecha ha sido ya liberada. Por tanto, no consideramos que la costa de Michoacán represente una zona de alto potencial sísmico en el futuro próximo. Hay otras dos regiones en el país, sin embargo, que tienen actualmente características similares a las que tenía la costa de Michoacán hasta antes de las 7:17 de la mañana del 19 de septiembre de 1985: Guerrero y Chiapas. La brecha de Guerrero, en la Costa Grande de ese estado, es una zona situada inmediatamente al sur del área de ruptura del sismo de Petatlán. Aquí no ha habido ningún sismo importante desde los temblores de 1907 1908; se piensa que en los últimos ochenta años debe haberse acumulado suficiente energía elástica capaz de causar un sismo de consecuencias. La longitud de la brecha sísmica de Guerrero es aproximadamente del mismo tamaño que la antigua brecha de Michoacán y, de romperse en un solo sismo, éste podría ser de magnitud similar al terremoto del 19 de septiembre. Podemos, por tanto, adjudicarle un alto potencial sísmico, más no podemos, desgraciadamente, precisar cuándo ocurriría tal sismo. En la costa de Chiapas la situación es más incierta. Sabemos con certeza que por lo menos desde mediados del siglo pasado no han ocurrido grandes terremotos en esa zona. A diferencia e otras regiones del país, sin embargo, no tenemos en Chiapas evidencias históricas de ningún otro terremoto que haya tenido lugar ahí. Esto puede ser producto únicamente de nuestro pobre conocimiento de la historia sísmica del sitio,, aunque cabe claramente la posibilidad de que en Chiapas la zona de subducción haya estado inmóvil durante más de 200 a 300 años, preparándose para un evento de grandes dimensiones. En contraste con ésto, podría argumentarse que en Chiapas, por algún motivo que desconocemos, el deslizamiento relativo entre las placas de Cocos y Norteamérica se lleva a cabo en forma continua, mediante un comportamiento plástico de la falla. Si esto fuese cierto, no habría energía elástica acumulada y no sería necesaria la existencia de enormes deslizamientos para liberarla, como sucede en las demás zonas de subducción. Cabe señalar, sin embargo que este mismo argumento se utilizó con respecto a la brecha de Michoacán. Intensidades observadas durante el sismo del 19 de septiembre de 1985 Las observaciones de intensidad reportadas en diferentes puntos de la república son integradas e interpretadas para luego vaciarlas sobre un mapa geográfico. Con el fin de facilitar su lectura, en el mapa se muestran no sólo las intensidades reportadas en cada sitio, sin líneas que encierran áreas que experimentaron la misma intensidad aproximadamente. Estas líneas llamadas isosistas se muestran en la figura 14 para el sismo del 19 de septiembre. El sismo de Michoacán del 19 de septiembre fue sentido prácticamente en todo el centro y sur del país. Existen inclusive algunos observadores que reportan haberlo sentido en ciudades fronterizas de los Estados Unidos. Las intensidades en la zona epicentral a lo largo de la costa de Michoacán llegó localmente a alcanzar el grado IX. En el mapa mostrado en la figura 14 vemos que como resultado de la atenuación que sufren las ondas sísmicas al viajar por el interior de la tierra, las intensidades disminuyen en forma sistemática en función de la distancia al epicentro. Como sucede comúnmente en los sismos de la costa de México, las isosistas del terremoto del 19 de septiembre forman una serie de elipses aproximadamente concéntricas, cuyo centro común está en el epicentro. Los epicentros aproximados de muchos sismos históricos importantes que ocurrieron antes de que existieran sismógrafos para realizar las localizaciones, fueron ubicados con base en la distribución de intensidades. En la disminución gradual de intensidades que muestra la figura 14 existieron zonas anómalas y aisladas, cuya intensidad es mucho mayor que la de las regiones circundantes. Estas anomalías en la distribución de intensidades refleja las condiciones locales del suelo y sus efectos sobre las ondas sísmicas. Las ondas sísmicas son amplificadas notablemente en suelos blandos por ser más fácilmente deformables que la roca firme. El caso más notorio de amplificación local de las vibraciones sísmicas debido a las condiciones del subsuelo es sin duda el de la ciudad de México, que está construida sobre arcillas que fueron arrastradas de las partes altas del valle y depositadas en el lecho del antiguo lago. La destrucción de numerosos edificios y las altas intensidades reportadas en el centro de la ciudad refleja claramente este fenómeno de amplificación local de la energía sísmica. La amplificación de ondas sísmicas se observa también en muchos otros valles del centro del país que están rellenos de sedimentos recientes. Sin embargo, los sedimentos están más consolidados y contienen proporcionalmente menos agua que los suelos de la ciudad de México, dando como resultado intensidades mucho menores. La población de Ciudad Guzmán, Jal., está construida sobre cenizas volcánicas y sufrió también daños considerables a consecuencia del mismo fenómeno de amplificación de energía sísmica.   CONCLUSIONES De la discusión anterior es evidente que la ciudad de México ha estado sujeta a lo largo de su historia a los riesgos geológicos que la rodean. El riesgo volcánico es menos frecuente y debemos esperar que se presente a más largo plazo. Además, la actividad volcánica va frecuentemente precedida por fenómenos premonitorios. Si se logran registrar e identificar estos síntomas precursores con instrumentación adecuada, un programa acorde de protección civil permitiría mitigar la pérdida de vidas y los daños materiales. La actividad sísmica, por otro lado, no sólo nos acecha en forma más sorpresiva e impredecible, sino que es también más frecuente. A juzgar por el rico registro histórico de sismos sentidos en la ciudad de México, debemos esperar que ésta seguirá siendo azotada en el futuro por grandes temblores. El movimiento de placas tectónicas que los origina ha existido durante millones de años y seguramente continuará irremisiblemente en el futuro. Por otro lado, el desarrollo científico actual está aún lejos de poder efectuar predicciones inminentes con un alto grado de confiabilidad, existen además serias dudas sobre la utilidad práctica de una predicción que tenga un margen de error de varios días en una urbe de las dimensiones de la ciudad de México. Los daños sufridos en la capital a raíz de los sismos del 19 y 20 de septiembre de 1985 muestran que durante su incontrolable crecimiento, la ciudad se ha hecho más vulnerable a los fenómenos sísmicos, debido al número y tipo de edificaciones construidas en los últimos treinta años. A mediano plazo, las opciones que parecen viables para mitigar el peligro sísmico en la ciudad de México son uno proceso de descentralización que inhiba un mayor crecimiento de la ciudad, un estricto y escrupulosamente implementado código de normas y procedimientos de construcción, la reglamentación del uso y mantenimiento de los inmuebles y la formulación de un adecuado sistema metropolitano de protección y defensa en caso de catástrofes naturales.