V. LA SISMOLOGÍA Y LOS SISMOS DE MICHOACÁN DE SEPTIEMBRE DE 1985

LA CIENCIA que estudia los aspectos relacionados con la ocurrencia de temblores de tierra o sismos es llamada sismología. Ésta es una ciencia joven ya que gran parte de sus métodos e instrumental fueron desarrollados durante este siglo. A pesar de esto, la sismología ha logrado avances notables. Quizá una de sus más valiosas contribuciones al entendimiento de nuestro planeta lo constituya su aportación a la llamada tectónica de placas.

Para esbozar esta teoría, consideremos en primer lugar la estructura interna de la Tierra. En la figura 23 podemos ver esquemáticamente su constitución. El núcleo terrestre esta probablemente compuesto de fierro y níquel. El manto terrestre tiene una composición a base de silicatos ferromagnesianos, mientras que la corteza está compuesta por silicatos abundantes en potasio, sodio y calcio. El cascarón externo de la Tierra, el cual comprende la corteza y parte del manto, con un espesor de aproximadamente 100 km parece comportarse como un cuerpo rígido "flotando" en el resto del manto, en donde pueden presentarse movimientos como si se tratara de un fluido. Esta conducta semejante a la de un fluido tiene sentido solamente en tiempos geológicos, es decir, en tiempos del orden de millones de años.

El cascarón exterior llamado litósfera no es continuo sobre la superficie de la Tierra sino que está formado por diferentes "placas" en contacto una con otra.

Las placas sufren movimientos relativos debidos a fuerzas, de origen aún no completamente conocido, aplicadas a lo largo de las mismas. Estos mismos esfuerzos producen en algunos de sus márgenes la subducción de una placa bajo la otra y en otras, la creación de nueva litósfera. Debido a estos movimientos los continentes han variado su posición relativa a través del tiempo geológico y se cree que en un tiempo estuvieron todos reunidos en un gran continente llamado Pangea. Esto nos explica el ajuste que existe entre, por ejemplo, las costas de Sudamérica y África. ¿Cuál es la distribución geográfica de estas placas? La figura 24 nos la muestra. Las zonas de creación de nueva litósfera se presentan como cordilleras submarinas y las zonas de subducción forman a menudo trincheras submarinas de gran profundidad. Podemos también notar que las diferentes placas no coinciden con los continentes y los océanos, sino que pueden tener corteza continental y oceánica.

No se sabe con certeza qué causa los esfuerzos que producen los movimientos de las placas pero se cree que éstos son producidos por transferencia de calor, de la misma manera como ocurre cuando se hierve agua o cualquier otro líquido. El fluido más cercano a la fuente de calor se expande, se vuelve de esta manera menos denso y tiende por lo tanto a subir a la superficie, donde es enfriado y desplazado hacia el fondo por nuevas parcelas ascendentes.

Este tipo de corrientes de convección pueden existir en el manto terrestre aunque no debe por esto suponerse que el mismo se encuentra en estado de fusión como las lavas. Ya se ha mencionado que esto sólo tiene sentido en tiempos muy largos. Una manera de visualizarlo es considerar una roca de cierto volumen. Si aplicamos a ésta un esfuerzo tensional por un tiempo corto, la roca vuelve a su posición inicial. Si por el contrario aplicamos el esfuerzo por un periodo prolongado de tiempo, la roca quedará deformada permanentemente. En este último caso la roca "fluye" y se parece, en este sentido, a un fluido, ya que en éstos las deformaciones son permanentes. Esto nos explica también los plegamientos que observamos muchas veces en las grietas hechas en las carreteras.

Figura 26. Diagrama del mecanismo de rebote elástico; en (a) las líneas topográficas son rectas, en (b) las líneas se deforman debido a la deformación del terreno, en (c) la ruptura comienza y en (d) el terreno está fracturado.

¿Cuál es la relación de esto con los temblores? En primer lugar, notaremos que en una 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". Es esto precisamente lo que genera los temblores en esas regiones. Para visualizar estos procesos pensemos en un bloque de cemento sobre una mesa como se muestra en la figura 25.

Si colocamos un peso pequeño en la canastilla el bloque no se moverá debido a la fuerza de fricción entre el bloque y la mesa. Conforme aumentamos el peso, la tensión en el cable continúa acumulándose hasta que iguala a la fuerza de fricción, a partir de ese momento el bloque empezará a moverse.

Análogamente, en la zona WB se acumula gradualmente hasta que rebasa un límite, en ese momento comienza a presentarse un fallamiento en algún punto llamado foco, desde donde se propaga a toda una superficie.

Este comportamiento puede ser observado cuando el contacto entre placas aflora en la superficie de la Tierra como en la famosa Falla de San Andrés, en California. De hecho, fue en observaciones hechas en esta falla que pudo deducirse este mecanismo que es conocido como la teoría del rebote elástico. Esto ocurrió durante el sismo de San Francisco en 1906.

Aunque este proceso puede parecer intuitivamente obvio, en realidad no lo es. Durante mucho tiempo, se pensó que el fallamiento de la corteza era un efecto de los temblores y no su origen. Como fuentes de éstos se pensaba en intrusiones de magma o colapso de volúmenes por cambios de densidad de las rocas que componen la corteza. Aunque estos mecanismos pueden ocurrir, se piensa en la actualidad 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 son los volcánicos, o algunos otros se asocian, por ejemplo, al colapso del subsuelo por pérdida de agua, etcétera.

Si desplazamos un diapasón de su posición de equilibrio y lo soltamos repentinamente, percibimos su sonido característico.

Lo mismo sucede en la Tierra, hemos visto que el fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberación repentina de los esfuerzos impuestos al terreno. De esta manera, la Tierra es puesta en vibración y dicha vibración se debe a la propagación de ondas como en el caso del diapasón. Ahora bien, en un sólido pueden transmitirse dos tipos de ondas. El primer tipo de ondas es conocido como compresional porque consiste en la transmisión de compresiones y rarefacciones, como en el caso de la transmisión del sonido, en este caso las partículas del medio se mueven en el mismo sentido en que se propaga la onda. El segundo tipo es conocido como ondas transversales o de cizallamiento: las partículas se mueven ahora en dirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda.

Las ondas compresionales y transversales han sido llamadas P y S respectivamente, por razones que se verán más adelante. Son también conocidas como ondas internas porque pueden viajar en el interior de un sólido elástico.

Además de estas dos clases de ondas pueden existir otros dos tipos más, llamadas superficiales. Estas ondas viajan en la superficie de la Tierra y su amplitud decrece con la profundidad. Se les ha denominado con el nombre de los científicos que demostraron teóricamente su existencia.

¿Cuál es la velocidad de estas ondas Se puede demostrar teóricamente y se observa experimentalmente que la velocidad de las ondas es tal que:

donde V_L, V_S y V_P son las velocidades de la onda P, S, y superficiales, respectivamente.

Las velocidades de las diferentes ondas dependen de las características del medio; por ejemplo, en rocas ígneas la velocidad de las ondas P es del orden de 6 km/seg mientras que en rocas poco consolidadas es de aproximadamente 2 km/seg o menor. Así, las ondas P de un terremoto originado en la costa de Acapulco serían sentidas en la ciudad de México en alrededor de 2 minutos.

Los mecanismos para detectar los temblores fueron ideados a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios de éste. Actualmente estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo, pero el principio básico empleado no ha cambiado. Si tomamos en cuenta que al ocurrir un temblor el suelo se mueve, entonces para poder observar este movimiento tendríamos que estar en un punto fijo fuera de la Tierra para no sufrir nosotros mismos ese movimiento y poder detectarlo; esto obviamente es imposible. Sin embargo, es posible construir un mecanismo que pueda medir este movimiento relativo.

El mecanismo consiste de una masa suspendida de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo; cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente, cuando la masa sale del reposo, oscila. El movimiento posterior del péndulo no refleja el movimiento del suelo, por lo cual se ha ideado un método para volver a la masa a su sitio original, esto es lo que se conoce como amortiguamiento del aparato. En la figura 28 se representa el amortiguamiento como una lámina, sumergida en un líquido (comúnmente aceite).

Figura 28. Diagrama esquemático del funcionamiento de un sismógrafo para la componente transversal de las ondas sísmicas.

Si se sujeta un lápiz de la masa suspendida para que pueda inscribir sobre un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podrá registrar sucesivamente el movimiento del suelo. El instrumento aquí descrito para detectar la componente vertical del movimiento del suelo, se conoce como sismógrafo vertical y el papel donde se inscribe se llama registro o sismograma.

Los movimientos del suelo también tienen componente horizontal y para medir este movimiento se requiere de péndulos horizontales que oscilan como una puerta que tiene su eje inclinado.

Los sismógrafos que se emplean actualmente tienen, en general, masas que pueden ser de unos gramos hasta de l00 kg y los sismógrafos antiguos de amplificación mecánica solían tener grandes masas con el fin de vencer las fuerzas de rozamiento, tal es el caso del sismógrafo horizontal Wiechert de 17 000 kg de la Estación Sismológica de Tacubaya; el amortiguamiento se hace por corrientes parásitas, imanes etc., la amplificación por medio de palancas y galvanómetros y la inscripción se hace en papel ahumado, papel fotográfico o cinta magnética.

Los sismómetros son los sismógrafos cuyas constantes físicas son conocidas, de tal manera que se puede conocer el movimiento real del suelo calculado directamente de los sismogramas.

Para determinar con precisión el epicentro de un temblor se requiere del auxilio de varias estaciones sismológicas, por lo cual los observatorios sismológicos requieren por lo menos de tres estaciones sismológicas o de redes de éstas. Un ejemplo de estas redes es la Red Sismológica Mexicana (Figura 30) que controla el Servicio Sismológico Nacional, organismo encargado de la generación de datos e información sismológica. En México existen otras redes de proyectos específicos como RESMAC*

³ y SISMEX.**

⁴ En el nivel mundial existen convenios para el intercambio de datos entre los diferentes observatorios, formando así todas las estaciones la red mundial.

Hemos mencionado que el lugar en que comienza el fallamiento que produce los temblores es llamado foco. A grandes distancias el plano completo de ruptura aparece como un punto y lo llamamos foco; la proyección de éste sobre la superficie terrestre recibe el nombre de epicentro.

¿Cómo determinan los sismólogos la ubicación del epicentro? Ya se dijo que los sismógrafos amplifican e inscriben el movimiento del suelo en una tira de papel (o cualquier otro tipo de material similar) que se llama registro o sismograma. En el sismograma se registran en orden sucesivo los diferentes tipos de ondas generadas por un temblor y que arriban a la estación sismológica. La ubicación del epicentro de un temblor se hace analizando sus registros e identificando los diferentes tipos de ondas. Se ha mencionado ya que la velocidad de las ondas P es mayor que la de las ondas S; este hecho es utilizado en una de las técnicas más comunes de la sismología para determinar el epicentro. En afecto, supongamos que la persona A es más veloz que la persona B. Si ambas empiezan a correr desde el punto 0 en que están juntas, a medida que se alejan de 0 la distancia entre ellas será mayor. Puede utilizarse la separación entre ellas en un punto dado para calcular la posición del origen a partir de ese punto.

Sobre la superficie de la Tierra, una estación puede proporcionar la distancia al epicentro pero no su dirección, de manera que son necesarias, al menos, tres estaciones para determinarlo sin ambigüedad.

En la práctica, la intersección de los círculos correspondientes a las tres estaciones no coincide en un solo punto sino que comprende una región más o menos grande, dependiendo de la calidad de los datos utilizados. La información obtenida de estaciones adicionales es tratada estadísticamente con otras técnicas sismológicas para precisar la posición.

Las escalas de magnitud e intensidad son utilizadas para cuantificar o medir los temblores. La escala de magnitud está relacionada con la energía liberada como ondas sísmicas; la de intensidad, con los daños producidos por el sismo. Ambas escalas son necesarias puesto que miden aspectos diferentes de lo ocurrido en un temblor. Así, la escala de magnitud está relacionada con el proceso físico mismo, mientras que la de intensidad lo está con el efecto del acontecimiento en la población, las construcciones y la naturaleza.

Como es natural, una clasificación de los temblores por medio de sus efectos observables, fue el primer intento de catalogarlos. Escalas de intensidad fueron propuestas desde los últimos años del siglo pasado. En 1902 Mercalli propuso una tabla, que fue posteriormente modificada en 1931 y desde entonces se le ha llamado escala Modificada de Mercalli (MM). Ésta no es la única, pero sí la más frecuentemente usada en nuestro continente. Consta de 12 grados como puede apreciarse en la tabla 1, donde se muestran también las características de cada grado.

Podemos ver que la escala de intensidad es en gran medida subjetiva. No nos da información sobre la energía liberada en el temblor, puesto que por ejemplo un sismo pequeño puede causar más daños a una población si está cercana al epicentro, que uno grande pero a mayor distancia.

Así pues, es necesario catalogar temblores de acuerdo con los procesos físicos de la fuente; pero también de manera tal que puedan ser medidos. Desde el punto de vista físico sería conveniente clasificar los temblores de acuerdo con la energía que disipan y aunque podríamos hacerlo, no tenemos instrumentos que puedan medirla directamente.

TABLA 1. Escala modificada de Mercalli.

I.	Microsismo, detectado por instrumentos
II.	Sentido por algunas personas (generalmente en reposo)
III.	Sentido por algunas personas dentro de edificios
IV.	Sentido por algunas personas fuera de edificios
V.	Sentido por casi todos
VI.	Sentido por todos
VII.	Las construcciones sufren daño moderado
VIII.	Daños considerables en estructuras
IX.	Daños graves y pánico general.
X.	Destrucción en edificios bien construidos
XI.	Casi nada queda en pie
XII.	Destrucción total

Resulta entonces necesario encontrar una metodología para poder precisar no sólo el epicentro del sismo sino la magnitud y fecha del mismo.

Poseemos sin embargo sismogramas y éstos pueden ser utilizados para catalogar temblores de una manera racional, como se verá a continuación.

De dos temblores ocurridos en el mismo epicentro y registrados en el mismo lugar, el más débil producirá un trazo pequeño en el papel y el más fuerte un trazo grande. Para un mismo sismo y estaciones que se alejan gradualmente del epicentro la máxima traza que se encuentra en un epicentro se hace igualmente menor.

Si se grafican los valores del logaritmo de la amplitud de la traza contra la distancia, se obtienen gráficas como las mostradas en figura 33. En esa misma figura, la curva más baja representa un temblor más pequeño. Resulta entonces lógico tomar cualquiera de estos sismos como el mismo patrón y asignarle la magnitud cero los demás pueden ser medidos a partir de éste, midiendo la separación entre ellos para cualquier distancia del epicentro. Se tiene entonces que:

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 un sismógrafo específico, conocido por el nombre de sus diseñadores, Wood-Anderson, y elegido también como sismógrafo patrón.

Se tiene ahora una fórmula que nos proporciona un valor relacionado con el "tamaño" del sismo e independiente de los daños que pueda ocasionar. Este mismo valor ha sido relacionado por los sismólogos con la energía liberada por el sismo. Existen diferentes fórmulas que relacionan la energía con la magnitud de un sismo, éstas varían porque la amplitud medida en el sismograma puede ser la de cualquiera de las distancias fases (P, S, superficiales) que son registradas.

Un temblor de magnitud 5.5 libera una energía del orden de magnitud de una explosión atómica, como la de Hiroshima, es decir unos 10²⁰ ergs. Sin embargo, la energía de un sismo de magnitud 8.5 no es tres veces esa energía sino la equivalente a unas 27 000 de estas bombas atómicas, esto es, la energía aumenta aproximadamente 30 veces por cada grado. Esto puede verse más claramente en las fórmulas que relacionan magnitud y energía; éstas son de la forma

Notemos que la escala de magnitud no tiene límites; sin embargo, no se han encontrado temblores mayores de 8.6. Esto está relacionado con el hecho de que la corteza tiene un límite de ruptura más allá del cual ya no pueden acumularse más esfuerzos. Un ejemplo de un temblor de esta magnitud es el de Alaska del 28 de marzo de 1964.

Notemos también que pueden existir temblores de magnitud negativa, puesto que el sismo patrón (de magnitud cero), es elegido, hasta cierto punto arbitrariamente.

La magnitud M_L sólo puede aplicarse a sismos cercanos y someros porque para sismos lejanos o profundos la amplitud de las ondas tiene una gran dispersión. Sin embargo, Gutenberg y Richter encontraron que podía extenderse la escala si se medían otras ondículas presentes en el sismograma. Así, estos investigadores utilizaron las ondas superficiales para definir una magnitud apropiada a sismos lejanos o telesismos y que es llamada magnitud de ondas superficiales y se denota M_S. Posteriormente se diseñó otra escala que toma en cuenta la profundidad a que ocurre el sismo y que es llamada magnitud de ondas de cuerpo y se denota mb.

Las escalas mb y M_S no coinciden más que en magnitudes de alrededor 6.8. La de M_S es mayor que mb para magnitudes superiores a ésta (6.8) y viceversa para magnitudes menores.

La diferencia entre estas escalas, que puede ser de hasta una unidad, y la existencia de la escala de intensidades, ocasionan frecuentemente confusión entre el público y la prensa.

En los últimos 80 años se han podido registrar todos los temblores más importantes (en cuanto a energía) de manera que se han podido hacer estudios cualitativos de la sismicidad de la Tierra, así se ha obtenido un esquema global de la sismicidad mundial. Se puede observar que la mayor parte de energía sísmica se libera en las costas del Océano Pacífico, región que se conoce como cinturón de fuego debido a que en esta zona ocurre también gran actividad volcánica. Hay otras regiones, como el Atlántico Medio y el cinturón Eurásico pero con una actividad sísmica menor. Nótese que estas franjas definen los límites de placas. Existen también regiones donde la actividad sísmica es casi nula o desconocida; a estas regiones se les suele llamar escudos. Desde luego que los países que se sitúan en zonas sísmicas serán más afectados por los sismos.

Observando la actividad sísmica mundial se puede estimar el número de temblores de cierta magnitud que ocurren en un año. Se ha visto que por lo menos ocurren dos grandes terremotos anualmente (Tabla 2). Por otra parte están ocurriendo varios cientos de miles de temblores de magnitud inferior a 3 que pasan desapercibidos.

A fines del siglo pasado se conocía la historia acerca de la actividad sísmica de México desde 1400. Posteriormente, con el desarrollo técnico sismológico, hacia 1910 se inauguró la red sismológica mexicana. De esta fecha a la actualidad se han generado sismogramas que se conservan en la Estación Sismológica de Tacubaya del Servicio Sismológico Nacional.

Durante los últimos 70 años se han registrado y localizado a través de los datos de la red sismológica mexicana, la inmensa mayoría de sismos ocurridos en el país, por lo cual actualmente se conoce bastante bien su sismicidad.

Los sismólogos han observado que inmediatamente después de que ocurre un gran temblor, éste es seguido, por temblores de menor magnitud llamados réplicas, que ocurren en las vecindades del foco del temblor principal. Se piensa que esto se debe probablemente al reajuste mecánico de la región afectada. Inicialmente la frecuencia con que ocurren es grande, pero decae gradualmente con el tiempo, dependiendo de la magnitud del temblor principal. Por ejemplo, para el temblor de Oaxaca del 29 de noviembre de 1978, de magnitud 6.8, inicialmente se observaron hasta 200 réplicas de magnitud mayor que 2.0 diariamente y fue decayendo esta actividad durante los cinco meses siguientes aproximadamente. El estudio de las réplicas de un gran temblor se ha aprovechado para estimar las dimensiones de la región focal.

Con frecuencia algunos temblores grandes son precedidos por temblores de menor magnitud, llamados temblores premonitores, que comienzan a fracturar la región focal del gran temblor. No es fácil determinar cuando un temblor pequeño es un premonitor de un gran temblor ya que se suele confundir con cualquier otro no relacionado. En la generalidad de los casos se sabe que un temblor es premonitor sólo en el contexto de la actividad posterior.

¿Se pueden predecir los temblores? La respuesta a esta pregunta depende de lo que se entienda por predicción. Año tras año podemos leer en los periódicos las declaraciones hechas por adivinadores, mediums y otras gentes por el estilo, sobre temblores en algún lugar del planeta. Estas declaraciones distan mucho de ser predicciones. Se ha visto (Tabla 1) que en promedio ocurren cerca de l20 temblores anualmente de magnitud mayor que 6. Se conocen tan bien las zonas sísmicas del planeta, de manera que, por ejemplo, se puede afirmar que durante el año de 1989 ocurrirá un temblor en la costa occidental de México. La frase anterior, como puede verse, no contiene información novedosa ni útil.

En la última década el desarrollo de la sismología ha llevado a los sismólogos a la convicción de que éstos pueden ser predichos. La investigación en este aspecto es relativamente nueva a pesar de la cual se han logrado resultados prometedores.

Existen, esencialmente, dos maneras de atacar el problema. En una de ellas se estudia la variación de ciertos parámetros físicos debido a la acumulación de los esfuerzos cuya relajación ocasiona el temblor. Así, por ejemplo, se ha observado que la región focal sufre una dilatación que altera la velocidad de las ondas que se propagan en ella. Otros de los parámetros que se alteran son, por ejemplo, la resistencia del terreno al paso de corriente eléctrica y el nivel freático. Todos estos factores pueden ser medidos y correlacionados con el temblor final.

Otra de las formas de enfrentar el problema se ha estudiado en la sistematicidad de la ocurrencia de los temblores. Se ha observado que los epicentros a lo largo de una zona de subducción no se distribuyen al azar, sino siguiendo un patrón geográfico y temporal. Puede entonces estudiarse la historia sísmica de una región, estimar los periodos de recurrencia de temblores de cierta magnitud y evaluar de esta manera la posibilidad de que ocurra un temblor.

Este breve bosquejo trata solamente de poner de manifiesto que los sismólogos actuales se encuentran trabajando sobre bases científicas para la futura predicción de temblores. Cuánto tiempo tomará el desarrollar un sistema eficiente para predecir temblores es difícil de precisar pero seguramente será de algunas décadas. Indudablemente esto requerirá del desarrollo de nuevas metodologías, tanto teóricas como instrumentales.

En su estudio de la sismicidad global, los sismólogos encontraron algunas características generales en la ocurrencia de temblores. En particular notaron que los terremotos muy grandes (magnitud mayor a 7.5) ocurren en ciertas áreas con intervalos de tiempo parecidos. Este tiempo, al que llaman tiempo de recurrencia, es el que transcurre entre dos temblores grandes en un área dada. Las áreas en las que han ocurrido uno o varios temblores en el pasado pero que no han presentado uno reciente son llamadas zonas de quietud sísmica. A grosso modo, los científicos explican esta actitud suponiendo que las placas de las zonas de subducción están segmentadas y penetran bajo las otras de manera semiindependiente. En México existen zonas de este tipo en las regiones de Jalisco, Guerrero, Ometepec, Tehuantepec y hasta hace poco en Michoacán.

Los sismos del pasado 19 y 20 de septiembre de 1985 ocurrieron en la, hasta entonces, zona de quietud de Michoacán. El sismo del 19, con una magnitud M_S de 8.1 ocurrió el jueves 19 a las 7:18 a.m. y tuvo lugar a lo largo de una falla de unos 9000 km². Los datos muestran que el sismo en realidad tuvo dos focos que ocurrieron con unos segundos de diferencia, o, sea, se puede decir que realmente ocurrieron dos sismos muy cercanos en distancia y tiempo. Esto desde luego no quiere decir que por fuerza hayan ocurrido independientemente uno del otro, y ya que el efecto fue la suma de los efectos causados por ambos, podemos seguir hablando del sismo en singular. Éste fue particularmente destructivo en la ciudad de México y es probable que los siguientes factores hayan tenido un papel importante:

Figura 37. Localización de los epicentros de los sismos de septiembre de 1985 y red sismológica para determinarlos.

Figura 38. Sismogramas del temblor del 19 de septiembre de 1985 detectados con sismógrafos localizados en la ciudad de México.

El sismo del viernes 20 ocurrió a las 19:37 hrs. y fue causado por el fallamiento de unos 2 500 km² en el borde de la zona de ruptura del sismo anterior. La relación de causalidad entre estos temblores es clara y por esto se le ha considerado como una réplica del anterior. Su magnitud M_S fue de 7.5 y como es sabido causó gran alarma entre la población, aunque sus mayores efectos desastrosos tuvieron lugar en edificios ya anteriormente dañados.

Los sismólogos aún continúan analizando y estudiando las características de estos temblores, y los resultados obtenidos sin duda ampliarán nuestra comprensión sobre estos fenómenos y ayudarán a mitigar sus efectos destructivos.

Existen varias medidas que deben tomarse en caso de ocurrir un temblor, pero ante la eminencia de un suceso de esta naturaleza, en regiones sísmicamente activas, es mejor prepararse mentalmente para su eventualidad. Por otra parte, conviene buscar las condiciones adecuadas de seguridad de los sitios donde se permanece más tiempo como son la casa, el trabajo, la escuela, etcétera.

La seguridad de las casas en caso de temblores se garantiza siguiendo los códigos de construcción antisísmica de la región; si en los centros de trabajo se observa poca seguridad en las instalaciones hay que pedir que sean reforzadas. En México, las escuelas y, en general, las obras civiles, son construidas tomando en cuenta el código de construcción pero si se observa alguna anomalía conviene reportarla a las autoridades competentes. Debe evitarse colocar objetos pesados o peligrosos como lámparas, libros, etc., en repisas y lugares elevados a no ser que estén bien sujetos.

Después de ocurrir el temblor se debe revisar si hubo daños y accidentados y proveer ayuda, si es necesario cerrar las líneas de gas y electricidad, y posteriormente revisar si las diferentes instalaciones eléctricas, gas, agua, etc., no sufrieron daños. Si es de noche, no prender fósforos para alumbrarse hasta no estar seguro que no existen fugas de gas. No use el teléfono si no es para transmitir un mensaje de mucha urgencia.

En las escuelas, antes de movilizar a los alumnos, conviene inspeccionar el estado de los lugares de acceso como puertas, escaleras, barandales, etc. Posteriormente se evacua la escuela para una revisión detallada de sus instalaciones. Esto mismo se debe hacer en el caso de edificios altos.

Para concluir, debe recordarse que el estar preparados mentalmente para un desastre reduce mucho sus consecuencias desastrosas para nosotros. En nuestras casas no acumulemos objetos cerca de las puertas y corredores. Cuando se asista a lugares públicos (cines estadios, etc.) observemos cuidadosamente las salidas, lámparas, construcción, concentraciones de gente, etc. y hágase un plan mental de acción en caso de siniestro.

Investigadores del Instituto de Geofísica de la UNAM.

"Sistema de información sismotectónica de México" operada por el Instituto de Ingeniería de la UNAM.

TABLA 2. Promedio anual de temblores.

Magnitud	Número promedio

8	2
7	20
6	100
5	3 000
4	15 000
3	150 000