Dónde ocurren volcanes y terremotos

Qué muestra el bloque

¿Por qué los volcanes se alinean a lo largo de algunas costas mientras otros lugares tiemblan sin que haya erupciones? La mayor parte de la respuesta está en los bordes de las placas, los grandes fragmentos de roca que forman la envoltura exterior de la Tierra. El modelo de arriba recorta un bloque de esa envoltura y te permite alternar entre los tres tipos de borde.

El bloque mide 440 km de oeste a este, 180 km de norte a sur y tiene 150 km de profundidad. Está dibujado a escala real: una unidad en pantalla representa 200 km en todas las direcciones, de modo que el océano es apenas una fina película de agua en la parte superior y la corteza es una franja estrecha. El volcán, los postes de las cercas, las estaciones y el deslizamiento de la falla transformante están ampliados para que se vean.

Pulsa reproducir y el modelo ejecuta un ciclo corto. Las placas se mueven, se produce un terremoto en el marcador rojo y sus ondas se propagan hasta tres estaciones sísmicas de la superficie. El panel de la esquina superior izquierda indica la magnitud, la energía y el tiempo transcurrido desde el terremoto. Los sismogramas de la esquina inferior derecha registran lo que percibe cada estación. Cuando todas las estaciones han recibido la onda S, aparecen círculos de colores en la superficie que muestran dónde tuvo que producirse el terremoto.

Por qué las placas se separan en una dorsal

Coloca el deslizador Límite en Divergente y aparecerá una dorsal oceánica. Dos placas se alejan una de otra y roca caliente del manto asciende desde abajo para llenar el espacio. La roca que asciende pierde presión más deprisa que calor y una parte se funde. El material fundido se acumula en una lente delgada a pocos kilómetros bajo el fondo marino, sale como lava en la dorsal y se enfría formando nueva corteza oceánica de unos 7 km de espesor.

La nueva placa está caliente y es delgada en la dorsal. Conforme se aleja, se enfría y aumenta de espesor; por eso la capa verde del modelo se ensancha hacia ambos extremos. El enfriamiento también aumenta la densidad de la roca, por lo que el fondo marino se hunde: el modelo tiene una profundidad de fondo de la dorsal de 2,5 km más un valle axial de 1 km, de modo que el centro está a 3,5 km de profundidad; los bordes del bloque están a 5 km.

La expansión es lenta. El U.S. Geological Survey atribuye a la dorsal mesoatlántica un promedio de unos 2,5 cm al año, o 25 km en un millón de años. La dorsal del Pacífico Oriental, cerca de la isla de Pascua, se expande a más de 15 cm al año. Los terremotos de las dorsales son superficiales, porque la roca situada apenas unos kilómetros más abajo ya está demasiado caliente para romperse.

Dónde una placa se hunde bajo otra

Mueve el deslizador a Convergente. Ahora una placa oceánica a la izquierda se encuentra con un continente a la derecha. La placa oceánica antigua está fría y es densa, mientras que la corteza continental es gruesa y ligera; por eso la placa oceánica se curva hacia abajo en una fosa y se hunde en el manto. Esto es una zona de subducción. En el modelo, la placa descendente se curva suavemente a lo largo de 70 km y después baja con una inclinación constante de 35°.

Las placas no se deslizan una junto a otra de manera uniforme. La parte superior de la placa que se hunde queda adherida a la placa de encima, se acumula deformación y el contacto se rompe en terremotos. Algunos de los mayores terremotos registrados ocurrieron en zonas de subducción. A mayor profundidad, la placa descendente sigue produciendo terremotos en su interior, de modo que los sismólogos pueden reconstruir su forma representando dónde ocurren. Esa banda inclinada de terremotos se llama zona de Wadati-Benioff y puede alcanzar unos 670 km de profundidad. El USGS clasifica como superficiales los terremotos entre la superficie y 70 km, como intermedios los situados entre 70 y 300 km y como profundos los que ocurren más abajo.

Cómo una placa que se hunde produce un volcán

Una placa en subducción no se funde simplemente porque se caliente. Lo que lleva hacia abajo es agua. El agua de mar penetra en la corteza oceánica y reacciona con sus minerales, quedando incorporada en cristales como los de serpentina. A medida que la placa desciende, esos minerales se descomponen y liberan el agua. Esta asciende hacia la cuña de manto caliente situada encima de la placa, y el agua reduce la temperatura a la que la roca empieza a fundirse. Los geólogos llaman a esto fusión por aporte de volátiles.

El magma es menos denso que la roca que lo rodea, por lo que asciende a través de la cuña del manto y la corteza, se acumula en una cámara magmática y sale a la superficie en una erupción. Los volcanes forman una línea, un arco volcánico, paralela a la fosa. Los libros de texto sitúan el arco encima del punto donde la placa descendente está a unos 120 km de profundidad, aunque un estudio mundial encontró profundidades de unos 65 a 130 km, variables entre arcos. El modelo utiliza 120 km. Con una inclinación de 35°, la placa alcanza esa profundidad a unos 170 km de la fosa, y ahí se encuentra el volcán cortado por la mitad. Los Andes y la cordillera de las Cascadas se formaron de esta manera.

Por qué una falla transformante se bloquea y luego se desliza

El tercer ajuste es Transformante. Aquí las placas se deslizan lateralmente una junto a otra a lo largo de una falla vertical. No se crea ni se destruye corteza, por lo que no hay volcanes, pero sí muchos terremotos. La falla de San Andrés, en California, es el ejemplo conocido. El USGS la describe como una falla de unos 1300 km de longitud, donde la placa del Pacífico roza la placa Norteamericana a un promedio de unos 5 cm al año.

Lejos de la falla, las placas se mueven continuamente. Cerca de ella, la fricción mantiene unidos los dos lados. Por eso la roca intermedia se deforma, como las cercas del modelo. Puedes observar cómo se curvan durante el ciclo. Cuando la deformación almacenada supera lo que puede retener la fricción, la falla se desliza de golpe, la roca deformada recupera su forma y cada cerca termina dividida en dos tramos rectos desplazados a ambos lados de la falla. La energía liberada en esa sacudida es el terremoto.

Esta idea se llama rebote elástico. Harry Fielding Reid la propuso después del terremoto de San Francisco de 1906, tras estudiar cómo se había movido el terreno a lo largo de la falla de San Andrés durante los 50 años anteriores a la sacudida. Las mediciones de GPS realizadas desde entonces la respaldan en gran medida. En el modelo, el deslizamiento está exagerado muchos miles de veces. Un terremoto grande desplaza una falla metros, que a esta escala ocuparían mucho menos que un píxel.

Ondas P y ondas S

Cuando se rompe la falla, dos tipos de ondas se propagan a través de la roca. La onda P comprime y estira la roca en la dirección en que avanza, como un empujón transmitido por una fila de personas. La onda S sacude la roca de un lado a otro. Las ondas P son más rápidas y siempre llegan primero; de ahí proceden las letras: primarias y secundarias.

El modelo utiliza una velocidad constante para cada onda en todas partes: 6,0 km/s para P y 3,5 km/s para S. Son valores típicos de la corteza superior. Activa Ver el interior y podrás observar cómo ambos frentes de onda crecen como esferas bajo el suelo. Los anillos de colores de la superficie marcan dónde ha alcanzado el suelo cada esfera.

Hallar la distancia con el tiempo S-P

Una estación sabe cuándo llegó cada onda, pero no cuándo ocurrió el terremoto. Aun así puede calcular a qué distancia está, porque la separación entre las dos llegadas aumenta con la distancia. Si la distancia al hipocentro es d, entonces

• Llegada de P: t_P = d / v_P
• Llegada de S: t_S = d / v_S
• Tiempo S-P: t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

Despeja la última expresión y obtendrás d = (tiempo S-P) × v_P·v_S / (v_P - v_S). Con las velocidades utilizadas aquí, 6,0 × 3,5 / (6,0 - 3,5) = 21 / 2,5 = 8,4 km/s. Así, cada segundo de tiempo S-P equivale a 8,4 km de distancia. Los libros escolares y los geólogos de campo redondean este valor a 8 km/s. Nuestras estaciones utilizan deliberadamente el valor redondeado para que veas su coste: las distancias resultan un 5 por ciento menores.

El factor depende de la roca. Si la velocidad de la onda S es 1/√3 de la velocidad de P, una suposición habitual, el factor es 8,2 km/s para una velocidad P de 6,0 km/s. La sismología real va más allá. Utiliza tablas de tiempos de recorrido construidas a partir de modelos terrestres por capas en lugar de una sola velocidad, porque las ondas se aceleran con la profundidad y algunas recorren trayectos más rápidos a través del manto.

La distancia hallada de este modo es la distancia al hipocentro, el punto subterráneo donde comenzó la ruptura. En un terremoto superficial se aproxima a la distancia al epicentro, el punto de la superficie situado justo encima.

Tres círculos localizan el epicentro

Una estación proporciona una distancia, pero ninguna dirección. El terremoto podría estar en cualquier punto de un círculo a su alrededor. Dos estaciones reducen las posibilidades a dos puntos. Tres estaciones resuelven la posición.

El modelo dibuja los círculos como se dibujan sobre papel: el radio es la distancia al hipocentro. Como el terremoto está bajo tierra, los círculos se superponen en vez de encontrarse en un único punto. Para cada par de círculos, dibuja la recta que pasa por sus dos intersecciones: su cuerda común. Las tres cuerdas comunes se encuentran en un solo punto, y ese punto es el epicentro. Esto funciona exactamente cuando las distancias son correctas, porque cada radio al cuadrado supera la distancia horizontal al cuadrado en la misma cantidad, profundidad². Los propios radios no tienen un exceso constante en común. Una vez conocido el epicentro, la profundidad se obtiene con Pitágoras: profundidad² = d² - r², donde r es la distancia de la estación al epicentro.

Con la regla de 8 km/s, los círculos son algo pequeños, por lo que la cruz negra queda a unos kilómetros del anillo rojo y puede que ni siquiera se obtenga una profundidad. La lectura muestra tanto el error como la profundidad estimada mientras mueves el terremoto.

Magnitud e intensidad son números distintos

El deslizador de magnitud cambia un solo número para todo el terremoto. La magnitud describe cuánta energía liberó la ruptura y es la misma dondequiera que se mida. La escala es logarítmica: subir un grado de magnitud implica unas 31,6 veces más energía y subir dos implica 1000 veces. Gutenberg y Richter estimaron la energía radiada como log₁₀ E ≈ 4,8 + 1,5 M, con E en julios. Para M 5,8 se obtiene 10^13,5, unos 3,2 × 10¹³ J.

La intensidad es diferente. Describe con qué fuerza tembló el suelo en un lugar, a partir de lo que sintieron las personas y los daños producidos. Un mismo terremoto da una intensidad alta cerca del epicentro y baja lejos de él, y el terreno blando puede sacudirse más que la roca cercana. Corea informa de la intensidad en la escala de Mercalli modificada, escrita en números romanos de I a XII. En el modelo puedes ver la idea en los sismogramas: la estación más próxima al terremoto registra la mayor oscilación. La oscilación es solo una medida relativa aproximada. Disminuye con la distancia y aumenta con la magnitud, pero no es un cálculo real de intensidad.

Los terremotos de Gyeongju de 2016 y de Pohang de 2017

Corea se encuentra dentro de la placa Euroasiática, lejos de cualquier límite de placas, pero los esfuerzos de las placas circundantes siguen llegando a sus fallas. Según la Korea Meteorological Administration (KMA), el terremoto de Gyeongju del 12 de septiembre de 2016 ocurrió a las 20:32:54 KST, a 8,7 km al sursuroeste de Gyeongju y a unos 15 km de profundidad. Su magnitud fue 5,8, la mayor desde que la KMA comenzó a informar sobre terremotos en 1978. Un sismo precursor de magnitud 5,1 ocurrió a las 19:44:32 de esa misma tarde. La intensidad máxima fue VI. La KMA considera que la causa fue un deslizamiento horizontal en una falla de la zona de fallas de Yangsan, el mismo movimiento de desgarre que en el ajuste transformante de este modelo.

El terremoto de Pohang del 15 de noviembre de 2017 ocurrió a las 14:29:31 KST, a 8 km al norte de Buk-gu, Pohang, y a unos 7 km de profundidad. Su magnitud fue 5,4, la segunda mayor desde 1978, y su intensidad máxima también fue VI. Los dos terremotos difieren en 0,4 unidades de magnitud, lo que significa 10^(1,5 × 0,4) ≈ 4 veces más energía para Gyeongju, aunque ambos alcanzaron la misma intensidad máxima. La intensidad depende de la profundidad, la distancia y el terreno, no solo de la energía liberada.

Números que puedes comprobar

Elige el ajuste transformante con el terremoto a 20 km al oeste del centro y a 12 km de profundidad. La estación B está a 20 km al este y 70 km al norte, por lo que la distancia al hipocentro es √(40² + 70² + 12²) = 81,5 km.

Con las distancias calculadas a 8,4 km/s, las cuerdas comunes se encuentran exactamente en el epicentro verdadero y la profundidad resulta ser 12 km. Con las distancias a 8 km/s se encuentran a 8,5 km de él y los círculos son demasiado pequeños para dar una profundidad.

Otras comprobaciones: una estación a 100 km recibe la onda P después de 16,7 s y la onda S después de 28,6 s, un tiempo S-P de 11,9 s. Multiplicado por 8 da 95 km. La razón de energía para un grado de magnitud es 10^1,5 = 31,6, y un aumento de 0,2 casi duplica la energía (10^0,3 = 2,0).

Qué deja fuera el modelo

• Las velocidades de las ondas son iguales en todas partes. Las ondas reales se aceleran con la profundidad y se curvan, por lo que las localizaciones reales utilizan tablas de tiempos de recorrido.
• Los círculos son planos y las estaciones están al nivel del mar. Los programas reales de localización ajustan simultáneamente los tiempos de llegada de decenas de estaciones.
• Los tres límites están separados. En la Tierra real, las fallas transformantes suelen conectar tramos de dorsal y las placas se encuentran formando muchos ángulos.
• El volcán, las cercas y el deslizamiento de la falla están dibujados a mayor tamaño que el real. Todo lo demás está a escala real.
• La fusión se representa como un recorrido en la cara frontal. El magma real se mueve por grietas y roca porosa a lo largo de miles de años.

Del área de la falla a la magnitud de momento

El control de magnitud no cambia el tamaño de la falla dibujada. Para relacionar su número con una ruptura física, los sismólogos utilizan el momento sísmico, M₀ = μ A D. Aquí μ es el módulo de cizalla, una medida de la rigidez de la roca en pascales; A es el área de falla que se deslizó en metros cuadrados; y D es el deslizamiento medio en metros. La unidad resultante es N m. Aunque tiene las mismas dimensiones que un julio, el momento sísmico no es la energía radiada en forma de ondas sísmicas. Gran parte del trabajo durante la ruptura se destina al calentamiento por fricción y a romper roca.

Como ejemplo supuesto, toma μ = 30 mil millones de Pa, una porción de falla de 10 km de longitud y 8 km de anchura y un deslizamiento medio de 0,5 m. Primero convierte el área: 10 000 × 8000 = 80 000 000 m². Después M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0,5 = 1,2 × 10¹⁸ N m. El USGS da la relación de magnitud de momento como Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9,1] cuando el momento está en N m. Al sustituir se obtiene Mw ≈ (2/3)(18,079 − 9,1) ≈ 5,99, es decir, aproximadamente 6,0. La constante sería 16,1 si el momento se expresara en dina cm, por lo que copiar la ecuación sin sus unidades daría una respuesta muy equivocada.

Duplicar solo el deslizamiento duplica el momento, pero aumenta Mw apenas en (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0,20. Duplicar tanto la longitud como la anchura de la falla multiplica el área por 4 y añade alrededor de 0,40. Aumentar las tres dimensiones de esta ruptura de ejemplo por un factor de 2 multiplica el momento por 8 y añade alrededor de 0,60. Un incremento de magnitud de 1 requiere una razón de momentos de 10^1,5 ≈ 31,6. Esa razón también aparece en la relación aproximada de energía radiada utilizada por la pantalla, pero no convierte el momento y la energía en mediciones intercambiables.

Los valores de Gyeongju y Pohang citados antes son magnitudes del catálogo de la KMA; no deben cambiarse de etiqueta a Mw sin advertirlo. Los distintos métodos de magnitud miden porciones diferentes de la señal. Una magnitud pretende describir la fuente y no la posición del observador, pero las estimaciones pueden diferir entre organismos y revisarse cuando llegan más datos. Tampoco una regla de amplitud por diez garantiza diez veces más sacudida en cada edificio. Importan la respuesta instrumental, el período de las ondas y el terreno local.

Qué mide un número VEI

Un volcán no tiene una magnitud sísmica para su erupción. El índice de explosividad volcánica (VEI), introducido por Chris Newhall y Steve Self en 1982, compara erupciones explosivas utilizando el volumen de fragmentos expulsados junto con observaciones de la columna eruptiva y otras pruebas. Los fragmentos, llamados en conjunto tefra, incluyen ceniza y piezas mayores. Se trata del volumen de material suelto expulsado, no simplemente del volumen de una cámara magmática sólida bajo tierra.

Algunos umbrales inferiores útiles de volumen son 0,1 km³ para VEI 4, 1 km³ para VEI 5 y 10 km³ para VEI 6. Un kilómetro cúbico equivale a 1 000 000 000 m³. Si ese volumen se repartiera uniformemente sobre 1000 km², formaría una capa de 1 m de espesor. Es una ilustración aritmética, no un mapa previsto de cenizas: el viento clasifica las partículas, los depósitos se adelgazan con la distancia y los valles no acumulan ceniza uniformemente. A partir de VEI 2, las categorías sucesivas de volumen suelen diferir por un factor de 10, no por la razón de energía de unas 32 veces de un incremento de magnitud sísmica. Las categorías más bajas tienen separaciones diferentes.

El USGS utiliza la erupción del monte Santa Helena de 1980 como ejemplo de VEI 5 y la del Pinatubo de 1991 como VEI 6. No son lecturas exactas de volumen codificadas en un solo entero. La duración de la erupción también importa: el Parícutin expulsó unos 1,3 km³ de cenizas y fragmentos durante 9 años, pero tiene asignado VEI 4, porque esa actividad prolongada no fue un único episodio violentamente explosivo. La altura de la columna eruptiva por sí sola tampoco basta, porque el contenido de agua y las condiciones atmosféricas afectan a su ascenso.

El VEI no es una puntuación de peligro local. Una colada de lava con VEI bajo puede destruir un asentamiento a su paso. Una erupción explosiva mayor puede enviar ceniza mucho más allá del cono, mientras mezclas calientes de gas y fragmentos amenazan las laderas cercanas. El volcán cortado por la mitad de esta exposición explica el recorrido desde el agua de la placa descendente hasta el magma; no tiene control de VEI, cálculo de dispersión de cenizas ni mapa de evacuación. El tamaño de su cono no puede interpretarse como un pronóstico de la próxima erupción.

Tohoku y Pinatubo a distintas escalas

El 11 de marzo de 2011, el terremoto de Tohoku rompió un límite de subducción frente al noreste de Japón. El resumen del suceso de la JMA informa de magnitud 9,0, una profundidad de 24 km y un mecanismo de falla inversa. Registra una intensidad JMA máxima de 7. Ese 7 pertenece a la escala de intensidad japonesa, no a la escala de Mercalli modificada de doce niveles utilizada al hablar de Corea. Igualar las cifras de dos escalas de intensidad no es una comparación válida.

La vista convergente ayuda a explicar el contexto: una interfaz entre placas puede permanecer bloqueada mientras la roca circundante se deforma y después deslizarse en una gran ruptura. Pero el punto rojo es solo el punto de inicio. Un gran terremoto real se propaga a lo largo de una superficie de falla; su fuente no es un punto matemático que lo libere todo instantáneamente. El desplazamiento del fondo marino también puede generar un tsunami, que se propaga como onda de agua y no como la esfera verde de la onda S. Esta exposición no calcula tsunamis. Que un frente de onda llegue a una estación del bloque no indica la llegada de un tsunami a una costa.

Pinatubo muestra otra manera en que un suceso local puede tener efectos lejanos. La erupción culminante ocurrió el 15 de junio de 1991 en Filipinas. El USGS informa de casi 20 millones de toneladas de dióxido de azufre inyectadas en la estratosfera y de un enfriamiento mundial temporal de unos 0,5 °C. El gas forma gotitas de aerosol de sulfato que dispersan la luz solar; el efecto climático duradero no consiste simplemente en ceniza que oscurece el cielo. Parker y sus colaboradores encontraron un enfriamiento superficial de hasta 0,5 °C durante algunos meses de mediados de 1992, con efectos menos evidentes hacia 1994. Ese calendario importa: fue una perturbación temporal, no una reducción permanente de la temperatura del planeta.

Estos ejemplos también separan las mediciones de las consecuencias. La magnitud de Tohoku describe su fuente sísmica, mientras que el tsunami depende del movimiento del fondo marino y de la profundidad del agua. El VEI del Pinatubo describe una erupción explosiva, mientras que su enfriamiento depende mucho del azufre que alcanza la estratosfera. Ni una magnitud ni un valor VEI especifican por sí solos las víctimas, los daños en edificios o la respuesta climática. Los controles del modelo aíslan mecanismos; un suceso real los combina con la geografía y las comunidades vulnerables.

Cómo una alerta puede adelantarse a la sacudida

La alerta temprana de terremotos detecta una ruptura que ya ha comenzado. No predice la fecha de un terremoto futuro. La KMA describe el uso de la onda P, más rápida, para alertar antes de que llegue la sacudida más dañina. De manera similar, el sistema ShakeAlert del USGS combina datos de sensores para estimar la fuente y la sacudida esperada y después transmite información a las entidades colaboradoras que distribuyen alertas. Las señales de comunicación viajan mucho más rápido que las ondas sísmicas, pero registrar suficientes datos y entregar un mensaje sigue consumiendo tiempo.

Utiliza las velocidades del modelo para un balance de tiempos supuesto. Una estación detectora a 20 km del hipocentro recibe P después de 20/6 ≈ 3,3 s. Supón que el procesamiento y la entrega del mensaje tardan después otros 4 s. Una alerta llega al usuario unos 7,3 s después del instante de origen. Un usuario a 100 km del hipocentro recibe la onda S del modelo después de 100/3,5 ≈ 28,6 s, dejando unos 21,3 s entre la alerta y la llegada de S. Los 4 s supuestos no son una promesa sobre la KMA, ShakeAlert ni una red de telefonía.

Para un usuario situado a solo 15 km de esa misma fuente, S llega después de unos 4,3 s, antes de que la alerta del ejemplo esté lista. Esta es la limitación de aviso cerca de la fuente: incluso un sistema en funcionamiento puede no dar aviso previo a las personas más cercanas a la ruptura. Las fuentes mayores también tardan en crecer, por lo que una estimación inicial de magnitud puede no representar la ruptura final. La JMA informa de que emitió su alerta de Tohoku 8,6 s después de la primera detección de la onda P en la estación más cercana. Es un intervalo entre detección y emisión, no una garantía de que cada residente dispusiera de 8,6 s de aviso.

Los círculos de distancia de esta exposición esperan las llegadas de S porque demuestran el método de localización S-P. Un sistema real de alerta no puede esperar a que la onda dañina alcance todos los lugares amenazados antes de decidir alertar. La construcción escolar de círculos y la alerta operativa rápida resuelven problemas relacionados, pero distintos. Sigue las indicaciones locales de emergencia vigentes cuando llegue una alerta; esta pantalla no es un servicio de información de emergencias.

Experimentos con los controles

Para un experimento de distancia, selecciona Transformante en Límite, ajusta Epicentro este-oeste a −20 km y Profundidad focal a 12 km, y activa Círculos de distancia. Cuando la reproducción haya llevado las ondas S a las estaciones, compara la estación B con el cálculo anterior: su intervalo S-P es de unos 9,7 s. Multiplicar por 8 da 77,6 km, mientras que multiplicar por 8,4 da la distancia en línea recta de unos 81,5 km. La cruz negra es una estimación basada en el factor redondeado, no un segundo terremoto. La interfaz no tiene un interruptor para una solución exacta con 8,4; esa comparación es un cálculo de esta página.

Para un experimento de energía, mantén fijos el epicentro y la profundidad y aumenta Magnitud de 5 a 6. La lectura de energía cambia de unos 2,0 × 10¹² J a 6,3 × 10¹³ J, un factor de aproximadamente 31,6. Los tiempos de llegada de P y S no cambian porque el código mantiene la velocidad de las ondas independiente de la magnitud. Si un sismograma alcanza su límite de dibujo, no se puede utilizar su altura visible para recuperar la razón de energía. Los registros son trazas esquemáticas, no acelerómetros calibrados.

Para un experimento de profundidad, deja fija la posición horizontal y aumenta Profundidad focal. Ver el interior revela las esferas que se expanden bajo la superficie. Ambas llegadas se retrasan porque la estación está más lejos del hipocentro, y el intervalo S-P también aumenta. La profundidad no desplaza el epicentro al este ni al oeste, aunque la estimación de posición con el factor redondeado puede moverse. Que falte una profundidad estimada significa que la profundidad al cuadrado ajustada se volvió negativa con las distancias aproximadas; no significa que el terremoto real ocurriera encima del suelo.

Por último, cambia Límite de Transformante a Convergente. El control también desplaza el terremoto a una posición típica del límite seleccionado, por lo que no es una comparación controlada con coordenadas invariables. Lee la nueva profundidad antes de comparar los tiempos de llegada. Estos ejercicios distinguen una suposición deliberada del modelo de un error de medición y mantienen separados los controles visibles de las funciones que la exposición no simula.

El corte terrestre: las mismas placas en un planeta curvo

El bloque de arriba tiene solo 440 km de anchura, un tamaño tan pequeño que no se aprecia la curvatura terrestre. Activa Corte terrestre para ver las placas a la escala en que sí se aprecia. El corte es una porción de una esfera con el radio medio terrestre de 6371 km, con 40 grados de arco de anchura, unos 4450 km sobre la superficie, y 1000 km de profundidad. Nada está estirado: el centro de la superficie curva se eleva 384 km por encima de una recta que une sus dos extremos, y esa protuberancia es simplemente la forma del planeta.

Dos límites atraviesan el corte en profundidad. A 410 km y a 660 km, los minerales del manto se transforman en formas más densas; entre ambos se encuentra la zona de transición. Estas profundidades proceden del Preliminary Reference Earth Model (PREM), el mismo modelo que utiliza la exposición earth-layers.

De izquierda a derecha, el corte muestra una dorsal oceánica, una placa oceánica que aumenta de espesor al alejarse de la dorsal y enfriarse, una pluma de punto caliente que asciende desde debajo de la vista, una fosa donde la placa se curva hacia abajo y un continente. La placa que se hunde aumenta su inclinación hasta 50 grados y después se aplana en la zona de transición, con su parte superior cerca de 550 km y la inferior justo encima del límite de 660 km. En este modelo, la placa descendente permanece por encima de 660 km.

Los puntos rojos del interior de la placa descendente son terremotos. La mayoría son superficiales, cerca de la fosa, y algunos son profundos. Los terremotos profundos ocurren dentro de placas que se hunden, que permanecen más frías y rígidas que el manto que las rodea. Los más profundos de la lista del laboratorio son el terremoto del norte de Bolivia de 1994, de magnitud de momento 8,2 a 631 km, y el del mar de Ojotsk de 2013, de 8,3 a 598 km. Los puntos del corte están dibujados para mostrar el patrón, no proceden de un catálogo.

El volcán del arco está donde la parte superior de la placa descendente se encuentra a unos 100 km de profundidad, a 231 km de la fosa en este modelo. El agua liberada por la placa reduce el punto de fusión de la cuña de manto situada encima, y el material fundido asciende en una columna hacia la superficie. Los propios volcanes tienen unos pocos kilómetros de altura, demasiado pequeños para verse a esta escala, por lo que unos conos pequeños marcan dónde están.

Terremotos reales en el laboratorio

El laboratorio bajo el escenario enumera 37 terremotos. Para cada uno, los valores proceden de una sola fuente, el ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat) del U.S. Geological Survey: la magnitud y su tipo, la profundidad, la latitud y la longitud, la hora de origen en UTC y la mayor intensidad del ShakeMap si el catálogo dispone de uno. La lista abarca todos los tipos de contexto de la exposición: terremotos de subducción como Valdivia, Chile, en 1960 (magnitud de momento 9,5, la mayor registrada), Alaska en 1964 (9,2) y Tohoku en 2011 (9,1); terremotos de colisión como Gorkha, Nepal, en 2015 (7,8); transformantes como San Francisco en 1906 (7,9) y Pazarcık, Turquía, en 2023 (7,8); divergentes en Islandia y el rift de Afar; y terremotos en fallas del interior de placas, como Kobe en 1995 (6,9).

Elegir un terremoto ajusta el bloque de arriba al tipo de límite donde ocurrió, su profundidad y su magnitud. Los controles del escenario van de magnitud 3 a 8 y de 2 a 120 km de profundidad, por lo que un terremoto de magnitud 9,5 se representa con 8 y la tarjeta lo indica. Los terremotos que no están en un límite de placas, como los de Corea, se muestran como una falla dentro de una placa: el bloque toma prestada la falla de deslizamiento lateral de la vista transformante, y la lectura indica que el terremoto está dentro de una placa. Un terremoto profundo activa en cambio el corte terrestre y marca su profundidad en la placa descendente.

El tipo de magnitud importa. Mw es la magnitud de momento, calculada a partir del tamaño del deslizamiento de la falla; Mww, Mwc y Mwb son versiones calculadas a partir de distintas partes de las ondas registradas. Un mapamundi del laboratorio muestra dónde ocurrió cada terremoto, dibujado sobre la línea de costa de Natural Earth.

Un terremoto, dos magnitudes

Para los terremotos coreanos, el laboratorio muestra dos columnas. La Korea Meteorological Administration (KMA) da al sismo principal de Gyeongju de 2016 una magnitud de 5,8 y una profundidad de unos 15 km, y al terremoto de Pohang de 2017, 5,4 a unos 7 km. El catálogo del USGS da a los mismos dos terremotos magnitudes de momento de 5,4 a 13 km y de 5,5 a 10 km.

Ninguno de los organismos está equivocado. La KMA informa de una magnitud local calculada a partir de sismómetros coreanos cercanos a la fuente, mientras que la magnitud de momento del USGS procede de ondas largas registradas en todo el mundo. Las dos escalas coinciden en promedio para muchos terremotos, pero pueden diferir unas décimas en uno concreto. La intensidad difiere según la fuente de la misma manera. Para Gyeongju, el ShakeMap del USGS da una intensidad máxima de 6,7, escrita VII, mientras que la KMA informa VI; para Pohang, el ShakeMap da 6,8, también VII, y la KMA nuevamente VI. La tarjeta muestra ambas una al lado de la otra. Por eso una noticia, una página de la KMA y una del USGS pueden dar números diferentes para el mismo suceso, y una comparación cuidadosa siempre nombra el organismo y el tipo de magnitud.

Niveles de intensidad y aceleración del suelo

La intensidad se mide en 12 niveles, escritos con números romanos. La tabla de la KMA, basada en la escala de Mercalli modificada, da a cada nivel una descripción y un intervalo de aceleración máxima y de velocidad máxima del suelo. El nivel II empieza en 0,07 por ciento de g, el V en 2,56 por ciento, el VI en 6,86 por ciento y el XI en 314 por ciento. La tabla está en el laboratorio; sus descripciones en inglés siguen el texto abreviado de Mercalli modificada del USGS.

Cuando eliges un terremoto, el laboratorio ilumina en la tabla su mayor intensidad de ShakeMap. Compara el terremoto del mar de Ojotsk de 2013 con uno superficial de tamaño parecido. Con magnitud 8,3 pero a 598 km de profundidad, su mayor intensidad fue solo de unos 4,9, porque las ondas atravesaron 600 km de roca antes de alcanzar la superficie. Los terremotos superficiales de magnitudes entre 7,5 y 8 de la lista alcanzan intensidades de 8 o 9.

La calculadora de energía junto a la tabla utiliza la misma relación que la lectura del escenario, log E = 1,5 M + 4,8. Dos magnitudes separadas por 1,0 difieren en energía por 10 elevado a 1,5, unas 32 veces, mientras que la oscilación de un sismómetro difiere por 10 veces.

Encuentra tú el epicentro

El experimento del epicentro esconde un terremoto en algún lugar bajo el bloque, entre 5 y 25 km de profundidad. Ves los tres sismogramas con la llegada de P ya marcada. Para cada estación, desliza el tiempo S-P hasta que una línea verde coincida con la primera gran oscilación de S. El laboratorio dibuja entonces un círculo alrededor de esa estación cuyo radio es el tiempo S-P multiplicado por 8,4 km/s. Ese factor es 6,0 × 3,5 ÷ (6,0 − 3,5) para las velocidades P y S de este modelo. Los sismogramas del escenario lo redondean a 8, como una regla escolar.

Toca el mapa donde más se acerquen los círculos y el laboratorio te dirá a qué distancia estás del epicentro real. Los círculos no se encuentran en un solo punto. Su radio es la distancia recta al hipocentro, situado bajo la superficie, de modo que cada círculo es un poco mayor que la distancia sobre el terreno. Acercarte a menos de 10 km significa que has leído las tres líneas de S con una precisión de alrededor de un segundo.

Por qué un tsunami es más rápido en aguas profundas

Un tsunami es una onda de cientos de kilómetros de longitud, mucho mayor que la profundidad del océano. Para una onda así, la velocidad depende solo de la profundidad: c = √(g h), donde g es 9,81 m/s² y h es la profundidad. Sobre un océano de 4000 m, resulta 198 m/s, o 713 km/h, cerca de la velocidad de un avión a reacción, como lo describe la NOAA. A esa velocidad, la onda cruza 1000 km en unos 84 minutos. Sobre 100 m de agua cerca de la costa se frena hasta unos 113 km/h y el agua se acumula.

La tabla de tsunamis observados en la costa oriental coreana de la KMA permite comprobar la idea. Tras el terremoto de magnitud 7,6 de la península de Noto a las 16:10 KST del 1 de enero de 2024, la primera ola alcanzó Ulleungdo a las 17:30, 80 minutos después; Sokcho a las 17:59; Mukho a las 18:03; Pohang a las 19:14; y Busan a las 19:45. Ulleungdo está a unos 560 km en línea recta del epicentro del USGS. Eso da una velocidad media de unos 420 km/h, la velocidad de un tsunami sobre un mar de unos 1390 m de profundidad. El recorrido real es más largo que la línea recta, por lo que la velocidad real fue mayor. Los puertos de la costa meridional, detrás de aguas menos profundas, fueron alcanzados más tarde. El laboratorio tiene la misma tabla para los tsunamis del mar del Este de 1993 y 1983.

La KMA emite un aviso de tsunami cuando se prevé que un terremoto del fondo marino de magnitud 6,0 o más lleve una ola de entre 0,5 m y 1,0 m a la costa coreana, y una alerta para 1,0 m o más, dentro de los 10 minutos posteriores al terremoto.

Tres formas de volcán y la lista de erupciones

La lista de erupciones del laboratorio tiene 41 erupciones, todas de una misma fuente: la base de datos Volcanoes of the World del Global Volcanism Program (GVP) de la Smithsonian Institution. Para cada una da la forma y el contexto tectónico del volcán según el GVP, su altitud de cumbre, la fecha de inicio y el índice de explosividad volcánica (VEI) de la erupción.

Los volcanes en escudo, como Mauna Loa (4170 m), son amplios y de pendientes suaves, construidos por lava basáltica fluida. Los estratovolcanes, como el monte Fuji (3776 m), son conos empinados de capas de lava y ceniza procedentes de magma viscoso y rico en gases, y forman la mayoría de los arcos sobre zonas de subducción. Una caldera es una depresión que queda cuando el terreno cae en una cámara magmática vaciada tras una gran erupción; Crater Lake, en Oregón, se formó así cuando el monte Mazama entró en erupción hace unos 7700 años, VEI 7 en la lista del GVP. Elegir una erupción activa el corte terrestre y lleva la vista a donde se forma su tipo de volcán: el arco para zonas de subducción, la dorsal para zonas de rift y la pluma para volcanes del interior de placas.

El VEI fue propuesto en 1982 por Chris Newhall y Stephen Self. Por debajo de VEI 0, una erupción expulsa menos de 10 000 m³ de ceniza y roca. VEI 1 abarca dos potencias de diez; desde VEI 2, cada paso representa diez veces más, de modo que VEI 4 es aproximadamente 0,1 km³, VEI 5 aproximadamente 1 km³ (monte Santa Helena en 1980), VEI 6 aproximadamente 10 km³ (Pinatubo en 1991) y VEI 8 al menos 1000 km³. El GVP clasifica la erupción de Baekdu (Changbaishan) que comenzó en noviembre de 946 como VEI 6, y la del Tambora que comenzó en 1812 y terminó en 1815 como VEI 7. Hunga Tonga-Hunga Ha'apai, cuya erupción comenzó en diciembre de 2021, es VEI 5.

La lista también tiene las dos erupciones de Jeju registradas en 1002 y 1007. Solo se conocen por registros históricos: las describen el Goryeosa (1451) y el Goryeosajeolyo (1452). Un estudio de 2019 en el Journal of the Geological Society of Korea interpreta el registro de 1002 como lava que asciende desde cuatro lugares de la isla y el de 1007 como una erupción en el mar, cerca de Hyeongjaeseom o en el fondo marino. Un estudio de 2016 que dató los conos más jóvenes de la isla no encontró un volcán de tan solo 1000 años. El GVP incluye ambas como observaciones registradas, sin VEI, y la tarjeta del laboratorio indica que las fechas se basan en el registro histórico.

Dónde están las indicaciones oficiales

Esta exposición explica cómo funcionan los terremotos, los tsunamis y los volcanes. No te dice qué hacer durante uno. Esas indicaciones las publican organismos oficiales: en Corea, la página de seguridad ante terremotos y volcanes de la KMA, cuyo contenido procede del Ministry of the Interior and Safety, y el National Disaster Safety Portal del ministerio; en Estados Unidos, el Earthquake Hazards Program del USGS. El laboratorio ofrece enlaces a ellos y su primera línea indica que es un modelo didáctico, no una fuente de alertas.