Por qué ocurren los terremotos (y por qué no podemos predecirlos)

Eran las 5:12 de la madrugada del 18 de abril de 1906, y la mayor parte de San Francisco seguía dormida. Bajo Sacramento Street, y a lo largo de unos 477 kilómetros de la falla de San Andrés, dos enormes losas de la corteza terrestre que llevaban décadas trabadas entre sí cedieron por fin. La placa del Pacífico se desplazó bruscamente hacia el noroeste, deslizándose junto a la placa de Norteamérica en cuestión de segundos, el suelo se sacudió y un terremoto de magnitud 7,9 recorrió la ciudad. A los pocos minutos, los primeros incendios trepaban entre los escombros en dirección a la bahía, y durante los tres días siguientes esos incendios causarían mucho más daño que la propia sacudida. Cuando el humo se disipó, gran parte de la ciudad había desaparecido.

Lo que ocurrió aquella mañana no fue violencia aleatoria de un planeta enfurecido. Fue la descarga repentina de una energía que se había ido acumulando en silencio dentro de las rocas durante toda una vida humana, liberada de la única manera que la física permite. Entender cómo funciona eso explica tanto por qué los terremotos son inevitables a lo largo de ciertas líneas del mapa como por qué, pese a más de un siglo de estudio cuidadoso, todavía no podemos decirte el día en que se producirá uno. Esta es la historia de lo que es realmente un terremoto, de cómo lo medimos y de por qué la predicción que tanto deseamos sigue fuera de nuestro alcance.

La lenta presión y el chasquido repentino

Si despojamos al terremoto de todo su dramatismo, resulta ser un fenómeno mecánico notablemente simple. Es la liberación rápida de la deformación elástica almacenada en las rocas a ambos lados de una falla. Una falla es una fractura de la corteza donde dos bloques de roca pueden moverse uno respecto al otro, y la palabra clave de la definición es "elástica". La roca, por más que parezca completamente rígida cuando te paras sobre ella, se comporta un poco como un resorte de acero bajo presión sostenida. Se dobla.

El malentendido crucial que conviene despejar es la imagen de unas placas que se deslizan suavemente una junto a la otra. No lo hacen. Los dos lados de una falla quedan atrapados por la fricción y se traban entre sí, a veces durante cientos de años, pero las fuerzas que impulsan el movimiento de las placas no dejan nunca de empujar, así que, mientras la superficie de la falla permanece bloqueada, la roca de ambos lados se deforma lentamente, almacenando energía exactamente igual que una regla doblada. Con el tiempo, la tensión acumulada supera la resistencia de la fricción que mantiene cerrada la falla. La roca recupera de golpe su forma sin tensión, los dos bloques se desplazan bruscamente uno junto al otro en segundos, y toda esa energía elástica almacenada se irradia en forma de la sacudida que sentimos.

Esta idea, la de que las fallas se cargan lentamente y se rompen de golpe, se llama teoría del rebote elástico, y fue formulada inmediatamente después de 1906 por el geofísico Henry Fielding Reid. Observó que las líneas topográficas que cruzaban la falla de San Andrés se habían combado de forma visible en los años previos al sismo y luego se habían enderezado con violencia durante el mismo, como si se soltara un arco tensado. Más de un siglo después, el rebote elástico sigue siendo la base de cómo los geólogos entienden el comportamiento de las fallas, y conlleva un corolario incómodo: cualquier falla bloqueada está, por definición, ocupada ahora mismo en almacenar la energía de su próximo terremoto.

La falla de San Andrés y las tres formas en que la roca puede romperse

La falla que destruyó San Francisco es el ejemplo de manual de uno de los tres tipos básicos de falla, y vale la pena conocerlos los tres porque encajan limpiamente con la arquitectura de la tectónica de placas. La de San Andrés es una fractura casi vertical que marca el límite entre la placa del Pacífico y la de Norteamérica, y se extiende a lo largo de unos 1.200 kilómetros desde el mar de Salton, en el sur, hasta el cabo Mendocino, en el norte, pasando lo bastante cerca de ciudades como Daly City como para que el límite entre dos grandes placas atraviese casi los patios traseros de la gente.

Las fallas se clasifican según cómo se muevan los dos bloques uno respecto al otro. La de San Andrés es una falla de desgarre (o de salto en dirección), lo que significa que los bloques se deslizan horizontalmente uno junto al otro con poco movimiento vertical, como dos manos que se frotan palma con palma. El segundo tipo es la falla normal, que se forma donde la corteza está siendo separada y estirada, lo que permite que un bloque (el labio colgante) descienda respecto al otro. El tercero es la falla inversa, o su prima de bajo ángulo, la falla de cabalgamiento, que se forma donde la corteza está siendo comprimida, lo que empuja el labio colgante hacia arriba y por encima del otro bloque.

Estos tres estilos no son arbitrarios. Corresponden a las tres cosas que pueden hacer los límites de placas. Donde las placas se deslizan una junto a la otra, se produce fallamiento de desgarre; donde se separan, se produce fallamiento normal; donde colisionan y una es forzada por debajo de la otra, se produce fallamiento inverso y de cabalgamiento. La manera en que el suelo se rompe en un terremoto cualquiera es, por tanto, una lectura directa de las fuerzas mayores que dan forma a ese tramo del planeta, y por eso un geólogo a menudo puede contarte la historia tectónica local con solo observar el movimiento registrado en una única falla.

Poner un número a la sacudida

Durante casi toda la historia de la humanidad, los terremotos solo podían describirse por sus efectos, lo que hacía imposible comparar de forma significativa un evento con otro. Eso cambió en 1935, cuando Charles Richter, trabajando junto a Beno Gutenberg en Caltech, publicó la escala de magnitud local para reducir los terremotos del sur de California a un único número derivado del tamaño de las oscilaciones registradas por un sismógrafo estándar.

El rasgo definitorio de la escala es que es logarítmica, y este es el dato más malinterpretado que existe sobre los terremotos. Cada paso de un número entero hacia arriba en la escala representa, aproximadamente, un aumento de diez veces en la amplitud del movimiento del suelo y, dado que la energía crece de forma aún más pronunciada, unas 32 veces más de energía liberada. Así que una magnitud 7 no es "el doble de grande" que una magnitud 6 en ningún sentido corriente. Sacude el suelo unas diez veces más fuerte y libera algo así como 32 veces más energía. Sube dos peldaños, de la magnitud 6 a la magnitud 8, y estás hablando de un salto de aproximadamente mil veces en energía.

La escala de Richter funcionó bien para terremotos moderados, pero tenía un defecto fatal en el extremo superior. Se satura por encima de la magnitud 7 aproximadamente, lo que significa que los terremotos más grandes salían todos con números parecidos aunque uno fuera muchísimo más destructivo que otro, porque las ondas que medía Richter dejan de crecer en proporción al tamaño real de las rupturas gigantescas. En 1979, Thomas Hanks y Hiroo Kanamori introdujeron la escala de magnitud de momento para corregir esto. En lugar de leer la amplitud de una sola onda, se calcula a partir de los ingredientes físicos de la propia ruptura: el área de falla que se deslizó, cuánto se deslizó y la rigidez de la roca. Esto otorga a los eventos más grandes el tamaño que genuinamente merecen, y es la escala que se cita cada vez que un gran terremoto aparece en las noticias, aunque la gente siga llamándola sin rigor "la escala de Richter".

Del foco oculto al mapa triangulado

Todo terremoto comienza en un punto de la corteza donde la ruptura se libera por primera vez, llamado foco, o hipocentro. El lugar de la superficie situado directamente encima, el sitio que la gente piensa como la ubicación del terremoto, es el epicentro. Desde el foco, la energía se irradia hacia afuera en varias familias de ondas sísmicas que viajan a velocidades distintas, y esa diferencia de velocidad resulta ser el truco que nos permite localizar los terremotos.

Las más rápidas son las ondas P, u ondas primarias, que son de compresión: empujan y tiran de la roca en la dirección en que viajan, de forma muy parecida al sonido a través del suelo. Detrás de ellas vienen las ondas S, más lentas, u ondas secundarias, que cizallan la roca de lado a lado y no pueden atravesar líquidos. Por último, y normalmente las más destructivas, están las ondas superficiales, que viajan a lo largo del propio suelo y provocan buena parte de la sacudida que derriba edificios. El trazo de un solo sismógrafo muestra esta secuencia desplegada en el tiempo: primero la onda P, luego la onda S y, después, el largo balanceo de las ondas superficiales.

El intervalo entre la llegada de la onda P y la de la onda S es la clave. Dado que ambas ondas viajan a velocidades conocidas y distintas, el tamaño de ese intervalo de tiempo le indica al sismólogo a qué distancia estaba el foco, igual que estimas la distancia de un rayo por el retraso entre el destello y el trueno. Una sola estación te da la distancia, pero no la dirección, así que necesitas al menos tres. Cada estación dibuja a su alrededor un círculo de distancias posibles, y el único lugar donde se cruzan los tres círculos es el epicentro. Esta triangulación, realizada hoy a través de redes globales que comparten sus trazos casi en tiempo real, localiza un terremoto en cualquier punto del planeta en cuestión de minutos.

Cuando el fondo marino se levanta y el océano responde

Los terremotos más grandes que produce la Tierra, y con diferencia los más mortíferos, ocurren en un tipo especial de falla oculta bajo el mar. En las zonas de subducción, donde una placa tectónica se hunde por debajo de otra, el contacto entre la placa oceánica descendente y la placa cabalgante forma una superficie de pendiente suave llamada megacabalgamiento. Como esta interfaz puede bloquearse a lo largo de una superficie enorme, almacena una cantidad colosal de deformación antes de fallar, y cuando lo hace produce los números más altos de la escala de magnitud.

El terremoto de Valdivia de 1960, frente a la costa de Chile, alcanzó magnitud 9,5, el mayor jamás registrado instrumentalmente, y el terremoto de Tohoku de 2011, frente al noreste de Japón, alcanzó magnitud 9,0 o 9,1. Lo que hace que los eventos de megacabalgamiento sean excepcionalmente peligrosos no es solo su tamaño, sino su geometría. Cuando la falla se rompe, empuja hacia arriba una vasta superficie del fondo marino varios metros, y ese desplazamiento repentino impulsa toda la columna de agua que tiene encima. El resultado es un tsunami, una serie de olas de gran longitud de onda que pueden cruzar un océano y arrasar costas a miles de kilómetros del epicentro. El agua que penetró tierra adentro en Japón en 2011 fue la consecuencia directa del salto del lecho marino durante aquellos pocos minutos de ruptura.

Por qué la respuesta honesta es "no sabemos cuándo"

Dado todo lo que ahora entendemos, la pregunta obvia es por qué no podemos simplemente predecir el próximo. Sabemos dónde están las fallas peligrosas, y sabemos que se cargan lentamente y se rompen de golpe. Incluso podemos estimar, a partir de terremotos pasados y de la lenta acumulación de deformación, la probabilidad a largo plazo de que una falla determinada se rompa en las próximas décadas. Ese tipo de pronóstico, expresado como probabilidades a lo largo de un periodo de años, es genuinamente útil y sustenta los códigos de construcción y los seguros.

Lo que no podemos hacer es predecir el día, la hora, la magnitud. La razón está entretejida en la física descrita antes. Una falla permanece bloqueada hasta que la tensión supera por muy poco la fricción que la mantiene cerrada, y ese umbral depende de detalles que no podemos medir: la rugosidad exacta de la superficie de la falla a kilómetros bajo tierra, la distribución precisa de la tensión, la presión de los fluidos en grietas minúsculas. Una diferencia diminuta e imposible de medir en el momento crítico decide si un pequeño parche se desliza de forma inofensiva o si la ruptura se encadena hasta convertirse en un gran terremoto. Décadas de búsqueda de señales precursoras fiables (sismos premonitorios, inclinación del terreno, cambios en el agua de los pozos, comportamiento animal) no han producido nada que funcione de manera consistente, porque esas mismas señales pequeñas aparecen constantemente sin que les siga ningún terremoto. La postura intelectualmente honesta, compartida en toda la comunidad científica, es que la predicción de terremotos a corto plazo no es posible en la actualidad, y puede que nunca lo sea. La mejor protección no consiste en adivinar el futuro, sino en construir pensando en la ruptura que sabemos que va a llegar.

Ideas clave

Un terremoto es la liberación rápida de la deformación elástica que se acumula a medida que la roca a ambos lados de una falla bloqueada se deforma lentamente bajo el incesante movimiento de las placas, hasta que la fricción cede y los bloques se desplazan bruscamente uno junto al otro, una idea formalizada por primera vez como teoría del rebote elástico tras el terremoto de San Francisco de 1906. Las fallas se presentan en tres tipos, de desgarre, normal e inversa, que corresponden directamente a las tres cosas que hacen los límites de placas (deslizarse una junto a otra, separarse o colisionar), con la de San Andrés como ejemplo clásico de desgarre. La magnitud es logarítmica, de modo que cada paso hacia arriba significa unas diez veces el movimiento del suelo y aproximadamente 32 veces la energía, y por eso la escala de Richter de 1935 fue finalmente reemplazada para los grandes eventos por la escala de magnitud de momento de 1979, construida a partir del área de falla, el deslizamiento y la rigidez de la roca. Los terremotos comienzan en un foco situado bajo un epicentro, emiten ondas P, S y superficiales cuyas velocidades distintas permiten que tres estaciones triangulen la ubicación, y alcanzan su forma más catastrófica en los megacabalgamientos de subducción, donde rupturas como las de Valdivia 1960 y Tohoku 2011 levantan el fondo marino y lanzan tsunamis capaces de cruzar océanos. Podemos pronosticar probabilidades a largo plazo, pero el momento exacto de la ruptura depende de condiciones subterráneas inaccesibles y de un umbral de disparo de sensibilidad ínfima, y por eso una predicción fiable a corto plazo sigue estando fuera de nuestro alcance.