V. LA SISMOLOG�A Y LOS SISMOS DE MICHOAC�N DE SEPTIEMBRE DE 1985

LA CIENCIA que estudia los aspectos relacionados con la ocurrencia de temblores de tierra o sismos es llamada sismolog�a. �sta es una ciencia joven ya que gran parte de sus m�todos e instrumental fueron desarrollados durante este siglo. A pesar de esto, la sismolog�a ha logrado avances notables. Quiz� una de sus m�s valiosas contribuciones al entendimiento de nuestro planeta lo constituya su aportaci�n a la llamada tect�nica de placas.

Para esbozar esta teor�a, consideremos en primer lugar la estructura interna de la Tierra. En la figura 23 podemos ver esquem�ticamente su constituci�n. El n�cleo terrestre esta probablemente compuesto de fierro y n�quel. El manto terrestre tiene una composici�n a base de silicatos ferromagnesianos, mientras que la corteza est� compuesta por silicatos abundantes en potasio, sodio y calcio. El cascar�n 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 r�gido "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 geol�gicos, es decir, en tiempos del orden de millones de a�os.

El cascar�n exterior llamado lit�sfera no es continuo sobre la superficie de la Tierra sino que est� formado por diferentes "placas" en contacto una con otra.

Las placas sufren movimientos relativos debidos a fuerzas, de origen a�n no completamente conocido, aplicadas a lo largo de las mismas. Estos mismos esfuerzos producen en algunos de sus m�rgenes la subducci�n de una placa bajo la otra y en otras, la creaci�n de nueva lit�sfera. Debido a estos movimientos los continentes han variado su posici�n relativa a trav�s del tiempo geol�gico 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 Sudam�rica y �frica. �Cu�l es la distribuci�n geogr�fica de estas placas? La figura 24 nos la muestra. Las zonas de creaci�n de nueva lit�sfera se presentan como cordilleras submarinas y las zonas de subducci�n forman a menudo trincheras submarinas de gran profundidad. Podemos tambi�n notar que las diferentes placas no coinciden con los continentes y los oc�anos, sino que pueden tener corteza continental y oce�nica.

No se sabe con certeza qué causa los esfuerzos que producen los movimientos de las placas pero se cree que �stos son producidos por transferencia de calor, de la misma manera como ocurre cuando se hierve agua o cualquier otro l�quido. El fluido m�s 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 convecci�n pueden existir en el manto terrestre aunque no debe por esto suponerse que el mismo se encuentra en estado de fusi�n como las lavas. Ya se ha mencionado que esto s�lo tiene sentido en tiempos muy largos. Una manera de visualizarlo es considerar una roca de cierto volumen. Si aplicamos a �sta un esfuerzo tensional por un tiempo corto, la roca vuelve a su posici�n inicial. Si por el contrario aplicamos el esfuerzo por un periodo prolongado de tiempo, la roca quedar� deformada permanentemente. En este �ltimo caso la roca "fluye" y se parece, en este sentido, a un fluido, ya que en �stos las deformaciones son permanentes. Esto nos explica tambi�n los plegamientos que observamos muchas veces en las grietas hechas en las carreteras.

Figura 26. Diagrama del mecanismo de rebote el�stico; en (a) las l�neas topogr�ficas son rectas, en (b) las l�neas se deforman debido a la deformaci�n del terreno, en (c) la ruptura comienza y en (d) el terreno est� fracturado.

�Cu�l es la relaci�n de esto con los temblores? En primer lugar, notaremos que en una zona de subducci�n el movimiento de una placa bajo la otra se realiza venciendo las fuerzas de fricci�n 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 peque�o en la canastilla el bloque no se mover� debido a la fuerza de fricci�n entre el bloque y la mesa. Conforme aumentamos el peso, la tensi�n en el cable contin�a acumul�ndose hasta que iguala a la fuerza de fricci�n, a partir de ese momento el bloque empezar� a moverse.

An�logamente, en la zona WB se acumula gradualmente hasta que rebasa un l�mite, en ese momento comienza a presentarse un fallamiento en alg�n 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 Andr�s, en California. De hecho, fue en observaciones hechas en esta falla que pudo deducirse este mecanismo que es conocido como la teor�a del rebote el�stico. Esto ocurri� durante el sismo de San Francisco en 1906.

Aunque este proceso puede parecer intuitivamente obvio, en realidad no lo es. Durante mucho tiempo, se pens� que el fallamiento de la corteza era un efecto de los temblores y no su origen. Como fuentes de �stos se pensaba en intrusiones de magma o colapso de vol�menes por cambios de densidad de las rocas que componen la corteza. Aunque estos mecanismos pueden ocurrir, se piensa en la actualidad que la mayor�a de los temblores en las regiones de subducci�n se originan por el mecanismo expuesto y son llamados "tect�nicos". Otros tipos de sismos est�n asociados a fen�menos locales, como son los volc�nicos, o algunos otros se asocian, por ejemplo, al colapso del subsuelo por p�rdida de agua, etc�tera.

Si desplazamos un diapas�n de su posici�n de equilibrio y lo soltamos repentinamente, percibimos su sonido caracter�stico.

Lo mismo sucede en la Tierra, hemos visto que el fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberaci�n repentina de los esfuerzos impuestos al terreno. De esta manera, la Tierra es puesta en vibraci�n y dicha vibraci�n se debe a la propagaci�n de ondas como en el caso del diapas�n. Ahora bien, en un s�lido pueden transmitirse dos tipos de ondas. El primer tipo de ondas es conocido como compresional porque consiste en la transmisi�n de compresiones y rarefacciones, como en el caso de la transmisi�n del sonido, en este caso las part�culas 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 part�culas se mueven ahora en direcci�n perpendicular a la direcci�n de propagaci�n de la onda.

Las ondas compresionales y transversales han sido llamadas P y S respectivamente, por razones que se ver�n m�s adelante. Son tambi�n conocidas como ondas internas porque pueden viajar en el interior de un s�lido el�stico.

Adem�s de estas dos clases de ondas pueden existir otros dos tipos m�s, 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 cient�ficos que demostraron te�ricamente su existencia.

�Cu�l es la velocidad de estas ondas Se puede demostrar te�ricamente 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 caracter�sticas del medio; por ejemplo, en rocas �gneas 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. As�, las ondas P de un terremoto originado en la costa de Acapulco ser�an sentidas en la ciudad de M�xico en alrededor de 2 minutos.

Los mecanismos para detectar los temblores fueron ideados a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios de �ste. Actualmente estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo, pero el principio b�sico empleado no ha cambiado. Si tomamos en cuenta que al ocurrir un temblor el suelo se mueve, entonces para poder observar este movimiento tendr�amos 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 s�smicas, la inercia de la masa hace que �sta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente, cuando la masa sale del reposo, oscila. El movimiento posterior del p�ndulo no refleja el movimiento del suelo, por lo cual se ha ideado un m�todo 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 l�mina, sumergida en un l�quido (com�nmente aceite).

Figura 28. Diagrama esquem�tico del funcionamiento de un sism�grafo para la componente transversal de las ondas s�smicas.

Si se sujeta un l�piz de la masa suspendida para que pueda inscribir sobre un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podr� registrar sucesivamente el movimiento del suelo. El instrumento aqu� descrito para detectar la componente vertical del movimiento del suelo, se conoce como sism�grafo vertical y el papel donde se inscribe se llama registro o sismograma.

Los movimientos del suelo tambi�n tienen componente horizontal y para medir este movimiento se requiere de p�ndulos horizontales que oscilan como una puerta que tiene su eje inclinado.

Los sism�grafos que se emplean actualmente tienen, en general, masas que pueden ser de unos gramos hasta de l00 kg y los sism�grafos antiguos de amplificaci�n mec�nica sol�an tener grandes masas con el fin de vencer las fuerzas de rozamiento, tal es el caso del sism�grafo horizontal Wiechert de 17 000 kg de la Estaci�n Sismol�gica de Tacubaya; el amortiguamiento se hace por corrientes par�sitas, imanes etc., la amplificaci�n por medio de palancas y galvan�metros y la inscripci�n se hace en papel ahumado, papel fotogr�fico o cinta magn�tica.

Los sism�metros son los sism�grafos cuyas constantes f�sicas son conocidas, de tal manera que se puede conocer el movimiento real del suelo calculado directamente de los sismogramas.

Para determinar con precisi�n el epicentro de un temblor se requiere del auxilio de varias estaciones sismol�gicas, por lo cual los observatorios sismol�gicos requieren por lo menos de tres estaciones sismol�gicas o de redes de �stas. Un ejemplo de estas redes es la Red Sismol�gica Mexicana (Figura 30) que controla el Servicio Sismol�gico Nacional, organismo encargado de la generaci�n de datos e informaci�n sismol�gica. En M�xico existen otras redes de proyectos espec�ficos como RESMAC*

y SISMEX.**

En el nivel mundial existen convenios para el intercambio de datos entre los diferentes observatorios, formando as� 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 proyecci�n de �ste sobre la superficie terrestre recibe el nombre de epicentro.

�C�mo determinan los sism�logos la ubicaci�n del epicentro? Ya se dijo que los sism�grafos 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 estaci�n sismol�gica. La ubicaci�n 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 t�cnicas m�s comunes de la sismolog�a para determinar el epicentro. En afecto, supongamos que la persona A es m�s veloz que la persona B. Si ambas empiezan a correr desde el punto 0 en que est�n juntas, a medida que se alejan de 0 la distancia entre ellas ser� mayor. Puede utilizarse la separaci�n entre ellas en un punto dado para calcular la posici�n del origen a partir de ese punto.

Sobre la superficie de la Tierra, una estaci�n puede proporcionar la distancia al epicentro pero no su direcci�n, de manera que son necesarias, al menos, tres estaciones para determinarlo sin ambig�edad.

En la pr�ctica, la intersecci�n de los c�rculos correspondientes a las tres estaciones no coincide en un solo punto sino que comprende una regi�n m�s o menos grande, dependiendo de la calidad de los datos utilizados. La informaci�n obtenida de estaciones adicionales es tratada estad�sticamente con otras t�cnicas sismol�gicas para precisar la posici�n.

Las escalas de magnitud e intensidad son utilizadas para cuantificar o medir los temblores. La escala de magnitud est� relacionada con la energ�a liberada como ondas s�smicas; la de intensidad, con los da�os producidos por el sismo. Ambas escalas son necesarias puesto que miden aspectos diferentes de lo ocurrido en un temblor. As�, la escala de magnitud est� relacionada con el proceso f�sico mismo, mientras que la de intensidad lo est� con el efecto del acontecimiento en la poblaci�n, las construcciones y la naturaleza.

Como es natural, una clasificaci�n de los temblores por medio de sus efectos observables, fue el primer intento de catalogarlos. Escalas de intensidad fueron propuestas desde los �ltimos a�os 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). �sta no es la �nica, pero s� la m�s frecuentemente usada en nuestro continente. Consta de 12 grados como puede apreciarse en la tabla 1, donde se muestran tambi�n las caracter�sticas de cada grado.

Podemos ver que la escala de intensidad es en gran medida subjetiva. No nos da informaci�n sobre la energ�a liberada en el temblor, puesto que por ejemplo un sismo peque�o puede causar m�s da�os a una poblaci�n si est� cercana al epicentro, que uno grande pero a mayor distancia.

As� pues, es necesario catalogar temblores de acuerdo con los procesos f�sicos de la fuente; pero tambi�n de manera tal que puedan ser medidos. Desde el punto de vista f�sico ser�a conveniente clasificar los temblores de acuerdo con la energ�a que disipan y aunque podr�amos 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 metodolog�a para poder precisar no s�lo el epicentro del sismo sino la magnitud y fecha del mismo.

Poseemos sin embargo sismogramas y �stos pueden ser utilizados para catalogar temblores de una manera racional, como se ver� a continuaci�n.

De dos temblores ocurridos en el mismo epicentro y registrados en el mismo lugar, el m�s d�bil producir� un trazo peque�o en el papel y el m�s fuerte un trazo grande. Para un mismo sismo y estaciones que se alejan gradualmente del epicentro la m�xima 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 gr�ficas como las mostradas en figura 33. En esa misma figura, la curva m�s baja representa un temblor m�s peque�o. Resulta entonces l�gico tomar cualquiera de estos sismos como el mismo patr�n y asignarle la magnitud cero los dem�s pueden ser medidos a partir de �ste, midiendo la separaci�n entre ellos para cualquier distancia del epicentro. Se tiene entonces que:

El temblor patr�n, de magnitud cero se define como aquel que teniendo su epicentro a 100 km de distancia deja una traza de una micra, en un sism�grafo espec�fico, conocido por el nombre de sus dise�adores, Wood-Anderson, y elegido tambi�n como sism�grafo patr�n.

Se tiene ahora una f�rmula que nos proporciona un valor relacionado con el "tama�o" del sismo e independiente de los da�os que pueda ocasionar. Este mismo valor ha sido relacionado por los sism�logos con la energ�a liberada por el sismo. Existen diferentes f�rmulas que relacionan la energ�a con la magnitud de un sismo, �stas var�an 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 energ�a del orden de magnitud de una explosi�n at�mica, como la de Hiroshima, es decir unos 10²⁰ ergs. Sin embargo, la energ�a de un sismo de magnitud 8.5 no es tres veces esa energ�a sino la equivalente a unas 27 000 de estas bombas at�micas, esto es, la energ�a aumenta aproximadamente 30 veces por cada grado. Esto puede verse m�s claramente en las f�rmulas que relacionan magnitud y energ�a; �stas son de la forma

Notemos que la escala de magnitud no tiene l�mites; sin embargo, no se han encontrado temblores mayores de 8.6. Esto est� relacionado con el hecho de que la corteza tiene un l�mite de ruptura m�s all� del cual ya no pueden acumularse m�s esfuerzos. Un ejemplo de un temblor de esta magnitud es el de Alaska del 28 de marzo de 1964.

Notemos tambi�n que pueden existir temblores de magnitud negativa, puesto que el sismo patr�n (de magnitud cero), es elegido, hasta cierto punto arbitrariamente.

La magnitud M_L s�lo puede aplicarse a sismos cercanos y someros porque para sismos lejanos o profundos la amplitud de las ondas tiene una gran dispersi�n. Sin embargo, Gutenberg y Richter encontraron que pod�a extenderse la escala si se med�an otras ond�culas presentes en el sismograma. As�, 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 dise�� 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 m�s que en magnitudes de alrededor 6.8. La de M_S es mayor que mb para magnitudes superiores a �sta (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 confusi�n entre el p�blico y la prensa.

En los �ltimos 80 a�os se han podido registrar todos los temblores m�s importantes (en cuanto a energ�a) de manera que se han podido hacer estudios cualitativos de la sismicidad de la Tierra, as� se ha obtenido un esquema global de la sismicidad mundial. Se puede observar que la mayor parte de energ�a s�smica se libera en las costas del Oc�ano Pac�fico, regi�n que se conoce como cintur�n de fuego debido a que en esta zona ocurre tambi�n gran actividad volc�nica. Hay otras regiones, como el Atl�ntico Medio y el cintur�n Eur�sico pero con una actividad s�smica menor. N�tese que estas franjas definen los l�mites de placas. Existen tambi�n regiones donde la actividad s�smica es casi nula o desconocida; a estas regiones se les suele llamar escudos. Desde luego que los pa�ses que se sit�an en zonas s�smicas ser�n m�s afectados por los sismos.

Observando la actividad s�smica mundial se puede estimar el n�mero de temblores de cierta magnitud que ocurren en un a�o. Se ha visto que por lo menos ocurren dos grandes terremotos anualmente (Tabla 2). Por otra parte est�n ocurriendo varios cientos de miles de temblores de magnitud inferior a 3 que pasan desapercibidos.

A fines del siglo pasado se conoc�a la historia acerca de la actividad s�smica de M�xico desde 1400. Posteriormente, con el desarrollo t�cnico sismol�gico, hacia 1910 se inaugur� la red sismol�gica mexicana. De esta fecha a la actualidad se han generado sismogramas que se conservan en la Estaci�n Sismol�gica de Tacubaya del Servicio Sismol�gico Nacional.

Durante los �ltimos 70 a�os se han registrado y localizado a trav�s de los datos de la red sismol�gica mexicana, la inmensa mayor�a de sismos ocurridos en el pa�s, por lo cual actualmente se conoce bastante bien su sismicidad.

Los sism�logos han observado que inmediatamente despu�s de que ocurre un gran temblor, �ste es seguido, por temblores de menor magnitud llamados r�plicas, que ocurren en las vecindades del foco del temblor principal. Se piensa que esto se debe probablemente al reajuste mec�nico de la regi�n 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 r�plicas de magnitud mayor que 2.0 diariamente y fue decayendo esta actividad durante los cinco meses siguientes aproximadamente. El estudio de las r�plicas de un gran temblor se ha aprovechado para estimar las dimensiones de la regi�n focal.

Con frecuencia algunos temblores grandes son precedidos por temblores de menor magnitud, llamados temblores premonitores, que comienzan a fracturar la regi�n focal del gran temblor. No es f�cil determinar cuando un temblor peque�o 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 s�lo en el contexto de la actividad posterior.

�Se pueden predecir los temblores? La respuesta a esta pregunta depende de lo que se entienda por predicci�n. A�o tras a�o podemos leer en los peri�dicos las declaraciones hechas por adivinadores, mediums y otras gentes por el estilo, sobre temblores en alg�n 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 s�smicas del planeta, de manera que, por ejemplo, se puede afirmar que durante el a�o de 1989 ocurrir� un temblor en la costa occidental de M�xico. La frase anterior, como puede verse, no contiene informaci�n novedosa ni �til.

En la �ltima d�cada el desarrollo de la sismolog�a ha llevado a los sism�logos a la convicci�n de que �stos pueden ser predichos. La investigaci�n 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 variaci�n de ciertos par�metros f�sicos debido a la acumulaci�n de los esfuerzos cuya relajaci�n ocasiona el temblor. As�, por ejemplo, se ha observado que la regi�n focal sufre una dilataci�n que altera la velocidad de las ondas que se propagan en ella. Otros de los par�metros que se alteran son, por ejemplo, la resistencia del terreno al paso de corriente el�ctrica y el nivel fre�tico. 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 subducci�n no se distribuyen al azar, sino siguiendo un patr�n geogr�fico y temporal. Puede entonces estudiarse la historia s�smica de una regi�n, 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 sism�logos actuales se encuentran trabajando sobre bases cient�ficas para la futura predicci�n de temblores. Cu�nto tiempo tomar� el desarrollar un sistema eficiente para predecir temblores es dif�cil de precisar pero seguramente ser� de algunas d�cadas. Indudablemente esto requerir� del desarrollo de nuevas metodolog�as, tanto te�ricas como instrumentales.

En su estudio de la sismicidad global, los sism�logos encontraron algunas caracter�sticas generales en la ocurrencia de temblores. En particular notaron que los terremotos muy grandes (magnitud mayor a 7.5) ocurren en ciertas �reas con intervalos de tiempo parecidos. Este tiempo, al que llaman tiempo de recurrencia, es el que transcurre entre dos temblores grandes en un �rea dada. Las �reas en las que han ocurrido uno o varios temblores en el pasado pero que no han presentado uno reciente son llamadas zonas de quietud s�smica. A grosso modo, los cient�ficos explican esta actitud suponiendo que las placas de las zonas de subducci�n est�n segmentadas y penetran bajo las otras de manera semiindependiente. En M�xico existen zonas de este tipo en las regiones de Jalisco, Guerrero, Ometepec, Tehuantepec y hasta hace poco en Michoac�n.

Los sismos del pasado 19 y 20 de septiembre de 1985 ocurrieron en la, hasta entonces, zona de quietud de Michoac�n. El sismo del 19, con una magnitud M_S de 8.1 ocurri� 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. �ste fue particularmente destructivo en la ciudad de M�xico y es probable que los siguientes factores hayan tenido un papel importante:

Figura 37. Localizaci�n de los epicentros de los sismos de septiembre de 1985 y red sismol�gica para determinarlos.

Figura 38. Sismogramas del temblor del 19 de septiembre de 1985 detectados con sism�grafos localizados en la ciudad de M�xico.

El sismo del viernes 20 ocurri� 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 relaci�n de causalidad entre estos temblores es clara y por esto se le ha considerado como una r�plica del anterior. Su magnitud M_S fue de 7.5 y como es sabido caus� gran alarma entre la poblaci�n, aunque sus mayores efectos desastrosos tuvieron lugar en edificios ya anteriormente da�ados.

Los sism�logos a�n contin�an analizando y estudiando las caracter�sticas de estos temblores, y los resultados obtenidos sin duda ampliar�n nuestra comprensi�n sobre estos fen�menos y ayudar�n 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 s�smicamente activas, es mejor prepararse mentalmente para su eventualidad. Por otra parte, conviene buscar las condiciones adecuadas de seguridad de los sitios donde se permanece m�s tiempo como son la casa, el trabajo, la escuela, etc�tera.

La seguridad de las casas en caso de temblores se garantiza siguiendo los c�digos de construcci�n antis�smica de la regi�n; si en los centros de trabajo se observa poca seguridad en las instalaciones hay que pedir que sean reforzadas. En M�xico, las escuelas y, en general, las obras civiles, son construidas tomando en cuenta el c�digo de construcci�n pero si se observa alguna anomal�a conviene reportarla a las autoridades competentes. Debe evitarse colocar objetos pesados o peligrosos como l�mparas, libros, etc., en repisas y lugares elevados a no ser que est�n bien sujetos.

Despu�s de ocurrir el temblor se debe revisar si hubo da�os y accidentados y proveer ayuda, si es necesario cerrar las l�neas de gas y electricidad, y posteriormente revisar si las diferentes instalaciones el�ctricas, gas, agua, etc., no sufrieron da�os. Si es de noche, no prender f�sforos para alumbrarse hasta no estar seguro que no existen fugas de gas. No use el tel�fono 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 revisi�n 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 p�blicos (cines estadios, etc.) observemos cuidadosamente las salidas, l�mparas, construcci�n, concentraciones de gente, etc. y h�gase un plan mental de acci�n en caso de siniestro.

TABLA 2. Promedio anual de temblores.

Magnitud	Número promedio

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