Terremotos. – La sismología es la rama de la geodinámica interna que estudia los terremotos, ya sean naturales o provocados artificialmente por medio de explosiones. La palabra terremoto significa, literalmente, movimiento de la Tierra. Otros sinónimos que se utilizan para expresar el mismo concepto son; temblor de tierra, seísmo, sismo y movimiento sísmico. El terremoto es un fenómeno de duración variable, aunque habitualmente no muy prolongado, que se manifiesta en forma de sacudidas, vibraciones o trepidaciones de la corteza terrestre en áreas más o menos extensas y que, sí es intenso, puede tener repercusiones catastróficas.
El estudio de los terremotos se inició con la intención de poder prevenirlos y paliar en la medida de lo posible sus consecuencias. Este objetivo todavía está lejos de cumplirse, al menos en lo que se refiere al momento, la intensidad y el punto exacto donde se van a producir. En cambio, el estudio de los terremotos se ha mostrado como el mejor método disponible para profundizar en el conocimiento del interior del globo terrestre. La interpretación de las ondas sísmicas ha permitido conocer la división del planeta en sucesivas capas concéntricas de diferentes composiciones, según la resistencia que oponen al paso de estás ondas. En el orden práctico, este mismo principio sirve para descubrir en las capas más próximas a la superficie, y de una manera bastante aproximada, la existencia de yacimientos minerales, hidrocarburos o bolsas de agua, e incluso para calcular el nivel de profundidad a que se encuentran o el tamaño de los yacimientos.
En relación con el primero de los objetivos planteados por la sismología, es decir, la prevención de terremotos, el estudio de los sismos históricos ha permitido investigar los fenómenos que suceden inmediatamente antes de su aparición, observándose variaciones en el campo magnético en la zona o leves deformaciones superficiales. Ello no ha abierto todavía la posibilidad de poder predecir los terremotos con alguna fiabilidad, y algunos métodos tradicionales resultan bastante más reveladores en este sentido, como puede ser, por ejemplo, el estudio del comportamiento inhabitual de los animales.
Los efectos destructivos de los terremotos son mayores en la zona de la superficie más próxima al foco sísmico.
Origen y propagación de los terremotos.
Los terremotos se originan en el interior del globo, no exactamente en un punto, sino en una zona irregular difícil de delimitar con exactitud. Al centro teórico de una zona irregular se le ha denominado epicentro, y a la zona, más o menos delimitada, zona hicentral o foco. A partir del foco, el movimiento repercute en las zonas contiguas en formas de vibraciones, llamadas ondas sísmicas; real movimiento así originado se trasmite por las zonas adyacentes hasta que va perdiendo fuerza. A partir del foco inicial, las ondas sísmicas parten en todas direcciones de tal manera que, si la resistencia que encontraran las ondas fuera siempre la misma, podría dibujarse una forma esférica en torno al foco, que representaría el radio de acción del sismo; sin embargo, la resistencia con que se encuentran las ondas es desigual, lo que provoca refracciones y reflexiones de las mismas, y genera un radio de acción irregular. En teoría, la primera onda en llegar a la superficie del planeta alcanza el punto superficial que está a menor distancia del foco; este punto, denominado epicentro, puede hallarse trazando una línea recta vertical desde el foco a la superficie. Como ya se ha explicado, el foco no es exactamente un punto (salvo en teoría), sino una zona irregular; el epicentro tampoco es un punto, sino una zona conocida como epicentral.
Al movimiento iniciado en el foco suceden otros con un foco diferente. Como consecuencia del impacto inicial se producen fracturas y desplazamiento en las rocas, en distintos puntos según la resistencia y la fuerza de las ondas; estas fracturas y desplazamientos producen perdidas de equilibrio, dislocaciones y un posterior reajuste, todo lo cual genera nuevas focalizaciones sísmicas. A su vez, desde el epicentro se suscitan vibraciones que se trasmiten por el plano superficial, con efectos que pueden llegar a ser más destructivos incluso que los originados por las ondas que llegan desde el interior y tener un radio de acción más amplio.
En el centro de observación sismológico se aprecia la llegada sucesiva de tres tipos de ondas diferentes: las ondas P, las ondas S y las ondas L. las primeras y las segundas proceden del hipocentro. El estudio de estas ondas ha permitido establecer sus características.
Las ondas P, o primarias, las primeras que se manifiestan, son las más fuertes y rápidas, y tienen un efecto longitudinal. Parecen ser producto del esfuerzo de compresión y dilatación sucesivas de las masas afectadas. Su comportamiento es similar al que se produce al comprimir bruscamente un objeto de caucho y soltarlo después repentinamente. La velocidad de esta onda depende de la composición, densidad y elasticidad del medio que tiene que atravesar, aunque suele ser de 8-14 km/h. En función de la dureza del medio, experimentan a veces diversas reflexiones y refracciones en su recorrido, lo que hace que puedan no advertirse al mismo tiempo en dos puntos situados a la misma distancia del foco.
Las ondas S, o secundarias, son las segundas en aparecer, más lentas que las anteriores, y su efecto es transversal, similar a la vibración que se produce al golpear una barra elástica en uno de sus extremos. Estas ondas se mueven a una velocidad entre los 4 y los 8 km/h, y experimentan el mismo tipo de reflexiones y refracciones que las ondas P.
Las ondas L, o superficiales, parten de la zona epicentral y se prolongan por la corteza, en paralelo, como proyectadas en un plano circular. Estas ondas tienen gran amplitud, por lo que repercuten en puntos no alcanzados por lo que provienen del foco; sin embargo, su mayor período vibratorio las hace más lentas (su velocidad promedia es de 3km/h), aunque su poder de destrucción sobre las estructuras superficiales es mucho mayor. El estudio de las ondas ha llevado a considerar dos clases, las ondas de Raleigh, o longitudinales, y las ondas de Love lo hacen en planos horizontales.
A una distancia relativo del foco y del epicentro puede apreciarse claramente la sucesiva llegada de los diferentes tipos de ondas, pero en la zona epicentral llegan casi a la vez, superpuestas las unas a las otras, siendo mucho más difícil diferenciarlas.
Por lo general, el terremoto se anuncia con unas vibraciones premonitorias, de carácter débil, que suelen pasar inadvertidas; más adelante viene la fase inicial, en las que llegan las ondas P y las ondas S y provocan el desarrollo de las ondas L, momento en el que el terremoto alcanza su fase de máxima intensidad, para después decrecer y entrar en la fase final.
El foco suele localizarse en el manto, a distancia que oscilan entre los 10 y los 700 km. Entre 10 y 60 km se considera foco superficial, y sus efectos son también superficiales; entra los 60 y 300 km se habla de foco intermedio y sismo intermedio, y entre 300 y 700 km, de foco profundo y sismo profundo. La mayor parte de los terremotos se origina entre los 17 y 34 km, y en alguna ocasión se ha llegado a localizar el foco a más de 750 km de profundidad. Curiosamente, se debe señalar que la estadística apenas refleja sismos originados entre los 60 y los 200 km. Según la intensidad con que se manifiesta, se habla de microsismos, cuando tiene carácter local y repercusiones escasas, y macrosismos, cuando sus efectos son grandes y afectan a una zona extensa.
En relación con los orígenes del movimiento sísmico, se consideran diferentes posibilidades. Los microsismos suelen atribuirse al hundimiento de cavidades del subsuelo en zonas de sedimentación arcillosa, yesifera o salina, originados a escasa profundidad y que provocan un reajuste de la zona, o bien al resbalamiento de estratos, asentamiento de terrenos, desplome de un bloque rocoso sometido a grandes tensiones como consecuencia de un mal asentamiento y posterior reajuste, o el corrimiento simultáneo de los labios de una falla. La mayoría de estos sismos son los llamados “de hundimiento” y la principal fuerza actuante es la de la gravedad.
En sismos de mayor importancia relativa se consideran como orígenes fundamentales el vulcanismo y el tectonismo. El sismo volcánico puede estar ocasionado por las explosiones que provocan los gases dentro del volcán y la liberación de la lava; por la formación de los cráteres, que originan fracturas en la superficie, y por la proyección de grandes masas de lava al exterior.
Los sismos de efectos más considerables se achacan a movimientos tectónicos y se explican según la teoría de la tectónica de placas; el acercamiento, alejamiento, choque o superposición de las placas provocan fracturas en las rocas y originan violentos temblores. En los puntos donde dos placas se separan o donde se produce una fractura aflora material del manto, que viene a recubrir el hueco generado. El temblor se prolonga hasta que se produce un nuevo ajuste de la situación. Parece claro que casi todos los sismos que se originan a profundidades inferiores a 200 kmson de carácter tectónico. Según estudios estadísticos realizados, estos supondrían el 90 por ciento del total. Los que se originan a profundidades superiores a los 200 km son mucho más difíciles de explicar.
Los sismos de carácter intermedio, de extraordinaria lentitud y gran amplitud, se consideran orogénicos, y también tectovolcánicos o perimétricos; en ellos actuarían varios tipos de fuerzas de forma simultánea.
La gran mayoría de los terremotos van acompañados de fuertes ruidos, similares a truenos o grandes explosiones, aunque se tienen constancia de terremotos silenciosos, como el de Mendoza, en Argentina, acaecido en marzo de 1851. Entre las repercusiones que pueden tener los más intensos se cuenta la aparición de considerables grietas superficiales (Andalucía 1884) o la apertura de gigantescas fallas en el terreno de Japón de 1891 se produjo una falla de más de 60 km, y en el de 1906 en San Francisco, California –ampliamente recreado en el cine- se generó una falla de 435 km de longitud).
Otras consecuencias pueden ser la aparición se tsunamis (término japonés que significa ola salvaje), también llamados maremotos, cuyo foco puede estar situado bajo la corteza submarina; seiches (movimientos en agua continentales, como lagos o lagunas); desprendimientos y corrimientos de tierras; avalancha de nieve, e inundaciones. Todos estos movimientos causan a su vez sacudidas reflejas.
El estudio sistemático de los terremotos se inició en 1846, año en el que se ideó la escala de Rossi-Forel para medir su intensidad. A partir de 1874 se sugirió la posibilidad de que los terremotos se acompañarán del hundimiento de cuevas o minas de trabajo y de la acción volcánica, y se aceptó qué podían deberse a fuerzas internas, debido a la fractura de grandes masas de roca sometidas a esfuerzos continuados más allá de su deformación elástica.
Es probable que la vía de estudio más prometedora en este ámbito sea la que extrae consecuencias de la localización geográfica de los sismos.
Los sismógrafos son instrumentos muy sensibles, capaces de detectar movimientos sísmicos a gran distancia, que se registran la intensidad y duración de los terremotos en el momento en que se producen.
Registro de los terremotos.
Los terremotos se registran por medio de un instrumento llamado sismógrafo, cuyo funcionamiento se basa en la ley del péndulo (inercia de las masas mantenida en equilibrio por un sistema elástico cualquiera), en la que toda desviación del soporte provoca la correspondiente desviación de la masa con respecto a aquel. Normalmente, es el soporte el que se mueve a la vez que el terreno, movimiento que repercute en la masa, que lleva acoplado un instrumento con el que se imprime el gráfico. Existen tres tipos de sismógrafos, horizontales, verticales e invertidos, cada uno de ellos con diferentes características técnicas, aunque todos basados en el mismo principio.
Con el transcurso de los años se han llegado a construir sismógrafos con un alto grado de sensibilidad, capaces de apreciar las menores vibraciones del terreno y de detectar movimientos ´simicos a gran distancia (inclusos en la otra punta del planeta).
Cada sismógrafo sólo registra las ondas que se producen en un mismo plano, lo que hace necesario al menos dos sismógrafos para reflejar el desarrollo y la llegada de tres tipos de ondas.
Para tener una imagen global del terreno se debe contar con la información sismográfica suministrada desde varios puntos y compararlos los centros de observación deben encontrase relativamente alejados del epicentro, ya que de otro modo el sismógrafo resulta afectado por el terremoto o se supone la información y resulta confusa. Por otra parte, la lectura de la información suministrada requiere una gran practica para poder interpretar el gráfico correspondiente, diferenciando las ondas que provienen del foco y del epicentro de las que tienen su origen en reflexiones y refracciones. Las circunstancias perturbadoras dependen de la naturaleza geológica del terreno y pueden provocar el enmascaramiento de los registros.
La información suministrada por los sismógrafos se registra en un gráfico, denominado sismógrafo, donde las desviaciones con respecto a la línea de equilibrio se corresponden con las vibraciones del terreno a raíz de las ondas. El sismógrafo diferencia claramente las ondas P y las ondas S, dado la distinta velocidad dentro las mismas, que se manifiesta por la diferencia de tiempo entre sus llagadas sucesivas. Este periodo se denomina fase. El cálculo de las interfaces permite determinar a qué distancia se encuentra el foco, pero su localización requiere contrastar la información de los sismogramas emitidos desde diferentes observatorios. El sismograma registra claramente los dos aspectos principales de las ondas: su intensidad y su duración.
La observación de las mismas a permitido determinar algunas particularidades específicas de su comportamiento; así las ondas P no se registran en una zona determinada entre los 105° y los 140° de meridiano desde el hipocentro (zona de sombra), aunque vuelven a registrarse más allá de los 140°, en tanto que las ondas S no pueden registrarse a una distancia superior a los 105° de meridiano desde el hipocentro.
El estudio de los movimientos sísmicos se realiza mediante la elaboración de un mapa de la zona afectada, también llamada área macrosismica, mapa en el que se proyecta la información que suministran los diferentes observatorios. Los puntos en el que el terremoto se ha dejado sentir con la misma fuerza se señalan con unos puntos llamados isosistas. La unión de estos puntos permite trazar las curvas isosistas, que en buena lógica deben ser concéntricas con el epicentro del terremoto, que queda así determinado. También pueden señalarse los puntos donde los diferentes tipos de ondas se han dejado sentir al mismo tiempo (homosistas o cosistas), con lo cual se fija el hipocentro.
Intensidad de los terremotos.
La medida de la intensidad de los terremotos se efectúa contrastando los sismogramas con la escala de referencia. Durante mucho tiempo se ha venido utilizando la escala de Mercalli, graduada en 12 niveles de intensidad según las características de un terremoto, por comparación de los efectos que éste causa, lo que supone un sistema muy poco científico. Esta escala fue perfeccionada con la escala MSK, también graduada hasta el doce.
La graduación de Mercalli clasifica los doce grados en:
La graduación MSK trata de ser más específica. Según esta escala, los efectos del sismo serían aproximadamente así:
Aunque estas escalas son las que presentan una definición más descriptiva, la escala más empleada es la Richter, establecida por el geofísico estadounidense Charles Francis Richter en 1935. Se trata de una escala de magnitud de los movimientos que cuenta con 9 grados y que se establece sobre una secuencia logarítmica de base diez, es decir, que un terremoto de magnitud 2 es diez veces más intenso que uno de magnitud 1. El único ejemplo, conocido de tal caso podría ser el terremoto que destruyó la capital portuguesa, Lisboa en 1755.
Localización de los terremotos.
Las estadísticas referidas a la distribución geográfica de los terremotos se han mostrado extraordinariamente reveladoras, ya que han evidenciado una asociación entre estos y otros fenómenos geológicos, así como una coincidencia entre las zonas sísmicas y los cinturones de plegamiento orogénico más recientes.
Así la estructura superficial del globo se ha podido clasificar en tres tipos de zonas según su proclividad a las manifestaciones sísmicas. Los territorios con menor riesgo de perturbaciones sísmicas se han denominado “zonas sísmicas”, en tanto que las de sismos ocasionales se les ha llamado “zonas penisismicas”. Así se ha podido observar con claridad meridiana que las zonas que se asientan sobre plegamientos geológicos muy antiguos, como los precámbricos o los hercianos, son asismicas o penisismicas, en tanto que las zonas de plegamiento terciario son zonas sísmicas. Esta caracterización no excluye la posibilidad de que se produzca un terremoto en cualquier momento en cualquier lugar del globo.
Al someter a estudio la estadística de terremotos con intensidad superior a 6 en escala de Richter, se ha observado que más del 70 por ciento han tenido lugar a lo largo del cinturón circunpacífico, también denominado por este motivo cinturón de fuego del Pacífico, desde las islas Aleutianas hasta el sur de Chile en el lado americano, y desde la península de Kamchatka, en el extremo oriental de Siberia, hasta Nueva Zelandia.
En toda esta área coinciden las circunstancias siguientes:
Por lo cual resulta inevitable relacionar los tres tipos de fenómenos. Si se sirve la trayectoria formada por la unión de los puntos focales, el resultado es un circulo, casi perfecto, en el que se libera cerca del 85 por ciento de la energía sísmica del globo.
Más del 20 por ciento de los terremotos se localizan a lo largo de una franja que va desde Lisboa, en la península Ibérica, hasta China, con una focalización muy próxima a los sistemas terciarios euroasiáticos: Atlas, Pirineos, Alpes, Apeninos, Cárpatos, Cáucaso, Tien Shan, Himalaya, etc.
Esta zona se ha llamado zona mediterránea. Algunos sismólogos la han prolongado por el oeste hacia el Atlántico (Azores, Madeira, Canarias, Cabo Verde) y más allá de China hasta América Central y las Antillas, con lo que se dibuja un segundo circulo completo que corta al anterior en un ángulo de 65°. Sin embargo, parece claro que el Atlántico central es una diferenciada, que habría que relacionar con la actividad que se suscita en la dorsal del Atlántico, así como los terremotos que puedan tener lugar en Java, Sumatra o Borneo tendría que ver con la dorsal del Indico. En estas áreas se produce un 10 por ciento de los terremotos, muy concentrado en el arco de las Antillas.
Por el contrario, son zonas asismicas casi absolutas las correspondientes a los escudos precámbricos y paleozoicos, es decir, desde Irlanda y Gran Bretaña hasta Finlandia y Rusia, incluida Alemania y una buena parte de la Europa central, y desde Rusia hasta Mongolia, Manchuria y China incluida toda la llanura Siberiana, así como parte considerable de África y Australia y el lado Atlántico de América del Norte.
Dentro del área antes mencionado como círculo de fuego del Pacifico, donde se producen casi todos los terremotos, las zonas más castigadas son el archipiélago japonés, la península de Kamchatka, Taiwán, las islas Filipinas, Tasmania, Nueva Zelanda, California, México y la costa sudamericana del Pacífico. En lo que se refiere al cinturón mediterráneo, cabe citar la zona del Atlas, la península Ibérica, Italia, Yugoslavia, los Balcanes, Turquía y Oriente próximo. Otros puntos problemáticos se localizan en las zonas próximas a las de la cordillera del Tien Shan y del Himalaya; en el Indico (islas de la Sonda y Marianas); en el Atlántico (Canarias, Azores y Cabo Verde), y en el Caribe, en las Antillas. Las zonas donde se han producido más terremotos y más intensos son el archipiélago de Japón y las Antillas.
El estudio de los terremotos acaecidos a lo largo de la costa americana del Pacífico ha puesto de manifiesto el alineamiento de los focos, según su profundidad, en tres líneas paralelas a lo largo de la costa, de tal manera que los focos de mayor profundidad se sitúan bajo la superficie continental a una distancia relativamente próxima de la costa, y los más superficiales, a lo largo de una línea de mar paralela a la costa. Este hallazgo ha supuesto un considerable apoyo para la tesis que señalan al tectonismo como causa de la mayoría de los terremotos y que se basan en la tectónica de placas. Según esta teoría, la placa americana del Pacífico choca con la del Asia y ambas se solapan, lo que provoca, por un lado, el hundimiento de la placa americana, y por, la elevación de la placa asiática, otras explicaciones derivadas de la tectónica de placas aluden a la continuada expansión de la corteza oceánica como consecuencia de la actividad de las dorsales, y suponen que la separación entre dos placas o la fractura de una de ellos hace surgir el magma del manto para ocupar el espacio intermedio, lo que a su vez empuja lateralmente a las placas adyacentes y provoca choques, fricciones, etc.
Anualmente se producen alrededor de 180.000 terremotos, la mayoría de los cuales son bastante débiles. Algunos sismos han pasado a la historia por su carácter especialmente destructivo o por el número de vidas humanas que costaron.
Vista parcial de los efectos producidos por un terremoto en la ciudad japonesa de Kobe, en enero de 1995.
Entre ellos se encuentran el del año 1201 en el Mediterráneo oriental, que afecto a un territorio de considerable amplitud; el que se produjo en 1556 en Shensi, China, que se supone causó más de 800.000 muertes; el de Calcuta, del año 1737, que causó la desaparición de 300.000 personas; el de Lisboa de 1755, que obligo a reconstruir casi por completo la bella ciudad portuguesa, o el de costa oriental andaluza, de 1884, que destruyo diversas poblaciones.
Ya en el siglo XX, destacan el que se produjo el 18 de febrero de 1911 en la mesa de Pamir, que provocó el desplome de la ingente mole del monte Sarez, una masa de 7 a 10 billones de toneladas que cayó desde una altura de entre 300 y 600 m, y que supuso un gran coste de vidas humanas; o los de Gansu y Nan Shan, en China, en 1920 y 1927, respectivamente. En Gansu se reprodujo el movimiento sísmico en 1932. Japón fue duramente castigado durante este siglo por los movimientos sísmicos, así como Irán y América Central. En las últimas décadas del siglo XX, los terremotos más destructivos han sido de Tangshan, China, el 27 de Julio de 1976, que causó la muerte de 655,237 personas; el de México, el 19 de septiembre de 1985, con destrucción de barrios enteros en el centro de la urbe, y el 30 de septiembre de 1993 en el estado hindú de Maharastra, donde murieron al menos 10.000 personas. El cuadro adjunto presenta datos de información complementario.
Los terremotos más importantes de la historia.
| Fechas y localización | Victimas | Intensidad (escala de Richter) | |
| Anterior al siglo XX | |||
| 1268 Asia Menor 1556 Shensi (China) 1693 Sicilia (Italia) 1730 Japón 1737 Calcuta (India) 1755 Lisboa (Portugal) 1851 Mendoza (Argentina) 1868 Ecuador 1884 Andalucía (España) 1891 Japón 1897 Kamaichi (Japón) Tsunami | 60.000 830.000 60.000 140.000 300.000 30.000 70.000 25.000 | ||
| Durante el siglo XX | |||
| 31 de enero 1906 18 de abril 1906 16 agosto 1906 28 diciembre 1908 18 de febrero 1911 13 de enero 1915 16 diciembre 1920 Julio 1923 1 septiembre 1923 22 mayo 1927 26 diciembre 1932 2 marzo 1933 31 mayo 1935 24 enero 1939 27 diciembre 1939 15 enero 1944 21 diciembre 1946 28 junio 1948 5 agosto 1949 15 agosto 1950 4 de noviembre 1952 10 junio1956 9 marzo 1957 2 julio 1957 13 diciembre 1957 29 febrero 1960 22 mayo 1960 1 esptiembre1962 28 marzo 1964 19 agosto 1966 29 julio 1967 31 agosto 1968 31 mayo 1970 9 febrero 1971 10 abril 1972 23 diciembre 1972 28 diciembre 1974 | Colombia San Francisco (EE. UU.) Valparaíso (Chile) Messina (Italia) Meseta de Pamir Avezzano (Italia) Gansu (China) Altos Pirineos (España) Gwato (Japón) Nan-Shan (China) Gansu (China) Japón Quetta (India) Chillán (Chile) Etzincan (Turquía) San Juan (Argentina) Honshu (Japón) Fukui (Japón) Pelileo (Ecuador) Assam (india) Kamchatka (Rusia) Afganistán Andreanol Aleutianas (EE. UU.) Irán Irán Agadir (Marruecos) Lebu (Chile) Irán Anchorage (Alaska Turquía Caracas (Venezuela) Irán Perú Los Ángeles (EE.UU.) Irán Managua (Nicaragua) Pakistán | 452 20.000 80.000 29.970 180.000 142.807 200.000 70.000 2.990 600.000 28.000 30.000 5.000 2.000 5.131 6.000 1.500 2.000 2.500 2.000 12.000 5.000 12.230 131 2.520 12.000 66.794 64 5.057 5.000 5.200 | 8,6 8,3 8,6 7,5 7,5 8,6 8 8,3 8,3 7,6 8,9 8,4 8,3 7,9 8,4 7,3 6.8 8,6 8,5 7,7 8,3 7,4 7,1 5,8 8,3 7,1 8,5 6,9 7,4 7,7 6,5 6,9 6,2 6,3 |
Los terremotos más importantes de la historia continuación.
| Fecha y localización | Victimas | Intensidad (escala de Richter) | |
| 6 septiembre 1975 4 febrero 1976 27 julio 1976 17 agosto 1976 24 noviembre 1976 4 marzo 1977 16 septiembre 1978 10 octubre 1980 23 noviembre 1980 13 diciembre 1982 31 marzo1983 30 octubre 1983 19-20 septiembre 1985 7 diciembre 1988 17 octubre 1989 21 junio 1990 22 abril 1991 19 octubre 1991 13-15 marzo 1992 1 septiembre 1992 18 octubre 1992 30 septiembre 1993 3 junio 1994 17 enero 1995 28 mayo 1995 | Turquía Guatemala-Honduras Tangsham (China) Mindanao (Filipinas) Turquía Bucarest (Rumania) Tabas (Irán) El Asnam (Argelia) Potenza (Italia) Yemen Popayán(Colombia) Turquía México D.F. (México) Armenia San Francisco (EE.UU.) Irán Costa Rica-Panamá Uttar-Himalaya (india) Turquía Costas de Nicaragua. Tsunami Murindo (Colombia) Maharastra (India) Jam (Indonesia) Kobe (Japón). Tsunami Sajalín (Rusia) | 2.312 22.778 655.237 8.000 4.000 1.541 25.000 2.327 3.000 2.800 1.233 9.500 25.000 60 45.000 80 1.600 500 105 10.000 200 5.000 2.000 | 6,8 7,5 8,2 7,9 7,9 7,5 7,7 7,5 6,8 6,0 7,1 8,3 6,8 7,4 6,1 6,8 7,2 7,7 7,2 7,5 |
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