bloque 4. la tectónica de placas, una teoría global

Bloque 4.La tectónica de placas, una

teoría global

1. HIPÓTESIS QUE EXPLICAN LA DINÁMICA TERRESTRE

• La Tierra es un planeta dinámico que cambia constantemente debido a diversos procesos geológicos.– Rápidos, violentos y evidentes: terremotos,

volcanes.

– Lentos e inapreciables: formación de cordilleras.

HIPÓTESIS OROGÉNICAS

• Surgieron para explicar el origen de las fuerzas tectónicas que elevaron y plegaron las cordilleras.

A) Hipótesis fijistas:- La situación de los continentes y océanos es la misma que la que tenían en el momento de su formación.- Las cordilleras se formaron por diversas fuerzas y empujes verticales.

B) Hipótesis movilistas• Los continentes habían cambiado su

posición durante el tiempo y al moverse habían originado fuerzas horizontales capaces de comprimir grandes masas de roca hasta plegar y elevar las cordilleras.

2. TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL

A) ENUNCIADO:• Teoría apoyada por Alfred Wegener

(1912).• Para Wegener los continentes se movían

mientras los océanos eran estables y permanentes.

• Afirmaba que los bloques continentales hace unos 225 m.a., se hallaban unidos en una única masa de tierra, a la que llamó PANGEA.

• Una primera fragmentación originó dos supercontinentes: LAURASIA (al norte) y GONDWANA (al sur).

• La posterior separación y desplazamiento de los fragmentos resultantes llegó a constituir la Tierra tal y como la conocemos.

• Según él, los continentes se comportaban como balsas que se desplazaban flotando sobre la capa basáltica (Sima).

• Los continentes estaban formados por:– Capa granítica (Sial): rígida y poco densa.– Capa basáltica (Sima): plástica y más densa.

Capa basálticaCapa granítica

• Los mecanismos responsables del desplazamiento eran dos:– Fuerza debida al giro de la Tierra que

arrastraba a los continentes hacia el ecuador.– Fuerza de inercia que los desplazaba

lateralmente.

B) PRUEBAS QUE APOYAN LA TEORÍA

1. Acoplamiento geográfico de los bordes continentales: Las líneas de costa atlánticas de África y Sudamérica encajaban perfectamente (realmente lo que encajaba era el talud continental).

2. Correspondencia y continuidad entre estructuras tectónicas de continentes hoy alejados:• Ejm:

– Cadena montañosa surafricana y montañas que rodean Buenos Aires.

– Meseta de gneiss de Africa central y Meseta de Brasil.

• Afectaba al tipo de rocas y a las direcciones de los plegamientos.

3. La existencia de glaciaciones de hace 250 m.a. en lugares ahora muy distantes:

4.Distribución biogeográfica actual: • En continentes, hoy alejados, se encuentran seres vivos

de hábitat continental, pertenecientes a los mismos grupos, o muy emparentados entre si y con antecesores comunes.

• Ejemplos:– Manatíes (mamíferos que habitan ríos y mares

someros) pueden encontrarse en África occidental, Centroamérica y África del sur.

- Marsupiales: en Australia y Sudamérica.

5. Distribución biogeográfica de fósiles:

• En diversas épocas hay una coincidencia casi completa de grupos fósiles, antes de la separación continental. Tras la fragmentación, los fósiles muestran una evolución diversificada al quedar aislados en distintos continentes.

C) OBJECIONES A LA TEORÍA:

• El movimiento no se debe a la rotación terrestre.

• No se desplaza la capa granítica sobre la basáltica.

• Los continentes se mueven de forma más lenta de lo que supuso Wegener.

3. LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

A) ENUNCIADO:• Teoría apoyada por Harry Hess (geólogo

estadounidense).

• Los océanos están sujetos a continuas modificaciones, las cuales provocan los movimientos continentales.

• Las cordilleras mediooceánicas (dorsales) se constituyen como las zonas activas donde se genera la corteza oceánica, al encontrarse sobre una rama ascendente de una célula de convección del manto.

• Las fosas oceánicas se constituyen como las zonas donde se destruye la corteza oceánica al encontrarse sobre una rama descendente de una célula de convección del manto.

B) ETAPAS (CICLO DE WILSON):1. Etapa inicial: El material fundido del manto

asciende, presionando la litosfera, la cual se abomba.

2. Etapa de rift-valley: la litosfera se rompe dando lugar a un sistema de fallas (rift, graben o fosa tectónica) como consecuencia del hundimiento de los bloques centrales.

3. Etapa de Mar Rojo: El material del manto se introduce por el rift y separa los bloques fragmentados. Las aguas continentales se acumulan en estas zonas deprimidas dando lugar a primitivos océanos.

4. Etapa atlántica: El primitivo océano se amplia. El magma se deposita a ambos lados del rift originando una dorsal oceánica.

5. Etapa de subducción: La expansión oceánica se detiene en algún momento, de forma que el suelo oceánico debe reintegrarse en el manto. Si esto no ocurriese y la corteza oceánica creciera de forma indefinida, nuestro planeta aumentaría de volumen.

CICLO DE WILSON

C) PRUEBAS QUE APOYAN LA TEORÍA:

1. La temperatura bajo las dorsales es mucho mayor debido al ascenso de magmas calientes de la astenosfera.

2. Edad de las rocas: se encuentran rocas de edades iguales situadas, más o menos simétricamente, a distancias semejantes del centro de la dorsal.

3. Magnetismo de las rocas: existencia de rocas de la misma edad, a ambos lados de la dorsal, magnetizadas de la misma forma.

4. La velocidad de las ondas sísmicas bajo las dorsales disminuye, como corresponde a una capa más plástica.

4. LA TECTÓNICA DE PLACAS• Modelo de funcionamiento de la corteza terrestre que

explica y relaciona de forma global los diversos fenómenos tectónicos: formación de montañas, océanos, fosas, terremotos y desplazamiento continental.

• Esta teoría se apoya en los siguientes puntos:

1. La litosfera abarca la corteza y parte del manto superior.

2. La litosfera se halla dividida en grandes placas, cuyos límites quedan definidos por grandes líneas sísmicas y volcánicas.

• 3. Las placas litosféricas se pueden desplazar porque el calor emitido por el núcleo pasa a la mesosfera que a su vez se enfría a través de la litosfera. El calor genera corrientes de convección que arrastran las placas. Se mueven lentamente a velocidades que no llegan a los 10 cm por año.

4. El material del manto sale a través de las dorsales medioceánicas, forma corteza oceánica que se separa de la dorsal y origina fallas transformantes.

5. La corteza oceánica se destruye en las zonas de fosas introduciéndose por debajo de otra placa hacia el manto (subducción) o bien cabalgando sobre una placa (obducción).

6. El vulcanismo localizado en el interior de las placas se debe a la existencia de material profundo del manto, muy caliente, que asciende al tener menos densidad. Es lo que se conoce como punto caliente.

A) LÍMITES O BORDES DE PLACAS:

a) Bordes divergentes o constructivos:• Son las zonas de la litosfera donde se crea

nueva corteza oceánica.• También se llaman bordes divergentes,

porque las placas se alejan.• Las dorsales son cordilleras marinas que

suelen tener unos 1000 Km. de ancho y elevaciones de 1 a 4 Km. En su zona central presentan un valle o fosa tectónica, llamado rift.

• No forman alineaciones continuas sino que están interrumpidas por fallas transformantes que desplazan lateralmente sectores de la dorsal.

• En el interior de los continentes pueden aparecer grandes depresiones análogas a los rift de las dorsales, son los rift intracontinentales (ejm: rift valley de África oriental.

b) Bordes convergentes o destructivos:• Son las zonas de la litosfera donde se

destruye corteza oceánica al subducir una placa bajo la otra.

• También se llaman bordes convergentes, porque la placas se acercan y chocan.

• Las tensiones y fricciones producidas en este proceso pliegan los materiales de la litosfera y dan lugar a cadenas montañosas u orógenos.

• Elementos de un borde convergente:

– Prisma de acreción: se forma a partir de los sedimentos de la placa oceánica que no subducen y quedan adosados al frente del continente.

– Plano de Benioff: Superficie formada por la alineación de focos sísmicos asociados al plano de subducción.

– Fosa marina: se forma al introducirse una placa bajo la otra.

– Volcanes: al subducir una placa, se produce la fusión parcial del manto, generándose magmas que al ascender formarán volcanes.

c) Bordes conservativos o pasivos:

• No se origina ni se destruye corteza.• Se caracterizan por un desplazamiento

lateral de las placas.• El plano de fractura es caso vertical.• Las rocas entre ambas placas en

movimiento generan importantes tensiones que se manifiestan en forma de violentos terremotos cuando se relajan (liberan gran energía).

5. LA DINÁMICA LITOSFÉRICA• Las placas litosféricas se mueven, por lo general, unos

pocos centímetros al año. • La medición de la velocidad se realiza mediante el uso

de GPS.

• Son dos los motores del movimiento de las placas:– Gravedad– Calor del interior terrestre

A) GRAVEDAD

• La diferencia de altitud entre la dorsal y el lecho marino provoca que la placa se desplace a favor de la gravedad, separándose de la dorsal.

• El material procedente del manto empuja la placa.

• En las zonas de subducción, la parte subducida tira del resto de la placa.

• Al aumentar la presión, la placa subducida aumenta su densidad al producirse cambios mineralógicos, lo que favorece la subducción.

B) EFECTO DEL CALOR DEL INTERIOR TERRESTRE

• La Tierra tiene un calor interno debido a:– Calor inicial de formación del planeta.

– Reacciones radiactivas: por desintegración de los isótopos uranio, torio y potasio.

• La manera más eficaz de disipar ese calor es la convección que se produce en el manto.

• Esas corrientes de convección permiten el movimiento de las placas.

• Las hipótesis más aceptadas se refieren a la existencia en el manto de un flujo de materiales, en forma de movimientos convectivos o corrientes de convección.

• En las dorsales dos corrientes ascendentes cálidas divergen y producen tensión y formación del fondo oceánico, al salir parte de sus materiales al exterior. La subducción se produce donde una corriente se enfría y desciende nuevamente.

• El modelo de la subducción profunda es el más aceptado en la actualidad.

• Plantea una convección difusa que afecta a todo el manto, llegando hasta el límite núcleo-manto.

6. IMPORTANCIA Y CONSECUENCIAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS

• La tectónica de placas es la teoría que ofreció, por primera vez, una explicación global e integradora de los procesos geológicos que ocurren en la Tierra a lo largo de millones de años.

A) CLIMA• Depende de la distribución de continentes

y océanos.

• Las placas tectónicas mueven los continentes pocos centímetros al año, pero tras millones de años la distribución es totalmente distinta.

• El movimiento de los continentes hace que varíen las corrientes marinas (condiciona la existencia de hielo en los polos).

B) CAMBIOS CLIMÁTICOS• Aumento de las cantidades de CO2 atmosférico debido a

las emisiones volcánicas (efecto invernadero).

• El CO2 puede reducirse formando rocas calcáreas.

C) DISTRIBUCIÓN DE ROCAS• A la tectónica de placas están ligados procesos de

metamorfismo, magmatismo y ubicación de cuencas sedimentarias.

D) VARIACIONES DEL NIVEL DEL MAR

• Depende de:– Cantidad de agua existente en los océanos: depende de

condicionantes climáticos, de la disposición de los continentes y de las corrientes de circulación oceánica.

– Volumen de las cuencas oceánicas: depende de la topografía del fondo oceánico.

E) ESTRUCTURAS TECTÓNICAS

• En las dorsales: fallas normales

• En los bordes convergentes: pliegues y fallas inversas.

• Desplazamientos laterales: fallas transformantes

F) BIODIVERSIDAD• La dinámica de la Tierra da lugar a procesos físicos y

químicos que afectan a las condiciones ambientales en que se desarrollan los seres vivos.

• El movimiento de los continentes provoca procesos de especiación.

7. LA DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS Y ESTRUCTURAS

TECTÓNICAS

• A las deformaciones que la acción de las fuerzas terrestres produce en las rocas de la corteza se le denomina diastrofismo.

A) CONCEPTO DE DEFORMACIÓN:Respuesta dada por los materiales ante la actuación de fuerzas.

B) TIPOS DE FUERZAS:a) Compresión:Par de fuerzas alineadas y convergentes.

b) Distensión:Par de fuerzas alineadas y divergentes.

c) Fuerzas de cizalla:Par de fuerzas no alineadas y convergentes.

C) DIAGRAMA ESFUERZO-DEFORMACIÓN. TIPOS DE DEFORMACIÓN:

• Este diagrama muestra el comportamiento de una roca frente a la deformación.

a) Deformación elástica

• Es proporcional a la fuerza, por tanto, al cesar la fuerza, el material recupera la forma original (se rompe si es muy rígido).

• Ejm. Vibración que se produce en la superficie de la Tierra al paso de una onda sísmica.

b) Deformación plástica o continua

• Por encima del límite de elasticidad el material no recupera la forma primitiva y queda deformado permanentemente.

• Ejm. Pliegues.

c) Deformación por rotura o discontinua

• Por encima del límite de rotura, la roca cede y se fractura.

• Ejm. Fallas.

D) FACTORES QUE CONTROLAN LA DEFORMACIÓN

a) Presión litostática y temperatura: • Si aumenta la temperatura, las rocas pasan de ser

frágiles a dúctiles (se deforman sin romperse).• Si aumenta la presión litostática las rocas se hacen

más resistentes.

b) Tiempo de aplicación del esfuerzo:• Un mismo tipo de roca se comporta de manera diferente

en función de la duración del esfuerzo.• Esfuerzos cortos e intensos rompen la roca.

c) Tipo de esfuerzo:• Según sean compresivos, distensivos o de cizalla la

deformación será diferente.

d) Presencia de agua u otros líquidos:• Aumenta la plasticidad de las rocas.• Las rocas húmedas se pliegan, mientras que las rocas

secas se fracturan

e) Composición general de la roca: • No se deforman igual el granito que el yeso.

f) Existencia de planos de discontinuidad: • La esquistosidad y la estratificación hacen variar el

comportamiento de las rocas dependiendo de la dirección del esfuerzo y según dichos planos.

E) PLIEGUES:

a) Elementos de un pliegue:1. Charnela: línea imaginaria que define la

máxima curvatura.2. Plano axial: superficie que contiene

todas las líneas de charnela. Divide al pliegue lo más simétricamente posible.

3. Flancos: cada una de las superficies situadas a los lados de la charnela.

4. Núcleo: parte más interna del pliegue.5. Eje: línea de intersección del plano axial

con la superficie topográfica.

6. Inmersión: ángulo que forma el eje con la horizontal.

7. Vergencia: ángulo que forma el plano axial con el plano vertical.

b) Clasificación de los pliegues:

1. Geométrica:- Anticlinal:

* Convexo. * Flancos divergentes desde la charnela. * El núcleo contiene los materiales más antiguos.

- Sinclinal:* Cóncavo.* Los flancos convergen hacia la charnela.* El núcleo contiene los materiales más modernos.

2. Según la vergencia:- Rectos: vergencia 0º.- Inclinados: vergencia de 0 a 45º.- Tumbados: vergencia de 45 a 90º.- Acostados: vergencia de 90º.

Rectos

Inclinados

Tumbados

Acostados

3. Por la disposición de flancos y charnela:- Normales: flancos abiertos desde la charnela.

* Simétricos: plano axial divide al pliegue en dos partes iguales.

*Asimétricos: el plano axial divide al pliegue en dos partes diferentes.

- En abanico o herradura: los flancos se cierran desde la charnela.

- En acordeón se denominan así porque las crestas fuertemente agudas recuerdan a este instrumento.

- Isoclinales: Pliegues con planos axiales casi paralelos (véase ángulo ínterflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar en rocas metamórficas con dimensiones de centímetros.

- Encofrados o en caja: charnelas rectas, que forman ángulos aproximadamente rectos en los flancos.

- Monoclinales o en rodilla: Los estratos, de trazado horizontal, se flexionan y vuelven a adquirir la posición horizontal.

- Monoclinal:* Los dos flancos tienen el mismo sentido de

buzamiento.

4. Según el espesor de los estratos:- Concéntricos, paralelos o isópacos: los estratos mantienen su espesor casi constante, formando capas paralelas.

- Pliegues anisópacos: estratos con distinto espesor.

* Similares o semejantes: flancos adelgazados y charnelas engrosadas.

* Hipertensos: charnelas adelgazadas y pliegues engrosados.

c) Asociaciones de pliegues:1. Anticlinorio: serie de pliegues que forman en conjunto

un gran anticlinal.2. Sinclinorio: gran sinclinal compuesto, en el que los

planos axiales divergen hacia abajo.

F) FRACTURAS:a) Diaclasas:• Fracturas de las rocas sin desplazamiento relativo de los

bloques.• Constituyen las grietas y fisuras presentes en la mayoría

de los materiales de la corteza.• Se producen por fuerzas de distensión.

• Se clasifican según los mecanismos que producen la fracturación:– Desecación: una roca hidratada al someterse

a una fuerte insolación disminuye su volumen. Ejm: grietas de retracción de las arcillas al secarse.

– Enfriamiento: el enfriamiento reduce el volumen de la roca y ésta se rompe. Ejm: disyunción columnar del basalto.

– Descompresión: por pérdida de presión de carga.

- Tectónica: producidas por esfuerzos tectónicos.

b) Fallas:• Fracturas en las que existe un desplazamiento

relativo de los bloques a ambos lados del plano de rotura.

• Se producen por compresión o distensión.

1. Elementos de una falla:

• Plano de falla: superficie de fractura respecto a la cual se han desplazado los bloques.

• Labios: cada uno de los bloques desplazados:– Labio o bloque levantado.– Labio o bloque hundido.

• Línea de falla: intersección del plano de falla con la superficie topográfica.

• Salto de falla: desplazamiento relativo entre dos puntos situados juntos antes de la fractura.

• Espejo de falla: zona del plano de falla pulida por la fricción de los bloques.

• Estrías: arañazos producidos en el plano de falla por el desplazamiento de los bloques. Siempre aparecen en la misma dirección del desplazamiento.

• Buzamiento: ángulo de inclinación del plano de falla respecto a la horizontal.

2. Tipos de fallas:

3. Asociaciones de fallas en zonas distensivas:

4. Asociaciones de fallas en zonas compresivas:

• Pop-up y pop-down: relieves similares a horst y graben, pero delimitados por fallas inversas.

• Cabalgamientos: una falla inversa con el plano de falla muy inclinado de manera que los materiales más antiguos cabalgan sobre otros más nuevos.

• Pliegue-falla: uno de los flancos se rompe y se desplaza sobre el otro.

• Reconocer las principales estructuras geológicas.• Conocer las características de un orógeno.• Describir la evolución de las placas a lo largo de la Historia de la Tierra.

G) OROGÉNESIS:

Conceptos de orogénesis y orógenos:• Orogénesis: procesos de deformación

tectónica que tiene lugar en márgenes continentales como resultado de una zona de subducción o por colisión continental.

• Orógeno: masa de rocas deformadas tectónicamente y de rocas ígneas asociadas que se originan durante una orogenia.

TIPOS DE ORÓGENOS:a) Orógenos de borde continental activo, de tipo andino,

térmicos o de subducción:• Se produce por el choque de corteza oceánica con

corteza continental.• Se produce magmatismo.• Las fosas se llenan de sedimentos.• La compresión y plegamiento de los materiales

produce una elevación.• Aumenta la temperatura como consecuencia del

rozamiento entre las placas y por la llegada de la placa que subduce a zonas profundas.

• Al aumentar la temperatura se produce la fusión de los materiales originando magma, que dará lugar a volcanes, plutonismo y metamorfismo.

• El orógeno emerge y se adosa al continente.

• Pueden diferenciarse dos tipos de orógenos de subducción:

1. Orógenos de tipo chileno: (Andes)- Gran cadena montañosa, rica en volcanes, frente a una fosa poco profunda.- El ángulo de inclinación de la placa que subduce es pequeño.- El roce entre las dos placas comprime los materiales.- La enorme fricción funde las rocas y forma el magma que emerge por los volcanes.

Los Andes

b) Orógenos de tipo Marianas:- Conjunto de islas de carácter volcánico situadas frente a fosas muy profundas.- Ángulo de inclinación para la placa que subduce muy alto.- El calor generado por el roce funde las rocas.- El magma sale al exterior y constituye un conjunto de islas a modo de arco.

b) Orógenos de colisión entre continentes, mecánicos o de

tipo himalayo:• Se producen cuando dos masas continentales

colisionan después de que haya desaparecido por subducción la zona de litosfera oceánica que las separaba.

• No se produce magmatismo.• Tras la colisión, los materiales que forman

ambos continentes se imbrican uno en otro, sufren grandes plegamientos y llegan a cabalgar unos sobre otros (obducción).

G) DIAPIROS• Estructura tectónica intrusiva formada por un núcleo

de materiales salinos que perfora una cobertera de rocas más modernas y de comportamiento mecánico más rígido. Este tipo de accidente geológico se caracteriza por un importante desarrollo vertical frente a sus dimensiones-horizontales. Aunque frecuentemente se inician como respuesta a compresiones orogénicas, su desarrollo completo se realiza a favor del comportamiento plástico de los materiales salinos, que migran verticalmente (movimiento halocinético) a causa de poseer una densidad menor que las rocas suprayacentes.

• El diapiro está formado por arcillas plásticas de color rojizo, y que ha sido interrumpido en su ascenso por un estrato de rocas blancas.

• Su génesis es bastante compleja y esta producida por varios factores: elevada plasticidad de las sales aumentada por los yesos; se desarrollan en fallas profundas por las que los materiales ascienden y donde ocurren procesos volcánicos que convierten el diapiro en una pasta con todavía mucha más plasticidad y mucho más poder perforante.

• Adquieren forma de cilindro, seta o gota y suelen ser de gran tamaño (de cientos de metros a 3 km de diámetro en sección horizontal).

H) TERREMOTOS

• Se define como terremoto a la liberación súbita de la energía producida por la Tierra en forma de ondas elásticas, las mismas que agitan la superficie produciendo daños en ella o en las construcciones realizadas por el hombre.

a) Causas de los terremotos

1. Esfuerzos tectónicos: la rotura de las rocas de la litosfera libera la energía acumulada en ellas.

2. Procesos volcánicos: el ascenso del magma desde las cámaras magmáticas hasta la superficie produce en las rocas encajantes tensiones que pueden ocasionar su rotura, con la consiguiente liberación de energía en forma de ondas sísmicas.

3. Transformaciones mineralógicas: generan cambios de volumen en las rocas que derivan en movimientos sísmicos.

4. Colapso o hundimiento de estructuras karstificadas.

5. Movimientos de ladera.6. Perturbaciones antrópicas: explosiones

nucleares subterráneas, prospecciones petrolíferas, voladuras en canteras, …

• El lugar del interior de la Tierra donde se origina el terremoto, se denomina hipocentro y el punto en la superficie donde se manifiesta más intensamente, es el epicentro.

b) Tsunamis

• Los terremotos submarinos provocan movimientos del agua del mar (maremotos o tsunamis). Los tsunamis son olas enormes con longitudes de onda de hasta 100 kilómetros y que viajan a velocidades de 700 a 1000 km/h. En alta mar la altura de la ola es pequeña, sin superar el metro; pero cuando llegan a la costa, al rodar sobre el fondo marino alcanzan alturas mucho mayores, de hasta 30 y más metros.

• El tsunami está formado por varias olas que llegan separadas entre sí por unos 15 ó 20 minutos. La primera que llega no suele ser la más alta, sino que es muy parecida a las normales. Después se produce un impresionante descenso del nivel del mar seguido por la primera ola gigantesca y a continuación por varias más. 

• La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar ha ocasionado muchas víctimas entre las personas que, imprudentemente, se acercan por curiosidad u otros motivos, a la línea de costa. 

• España puede sufrir tsunamis catastróficos, como quedó comprobado en el terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia de este seísmo varias grandes olas arrasaron el golfo de Cádiz causando más de 2000 muertos y muchos heridos y daños materiales. El 7 de julio de 1941 el último de los tsunamis detectados en las costas españolas afectó a las Canarias.

• En 1946 se creó la red de alerta de tsunamis después del maremoto que arrasó la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos más del Pacífico. Hawaii es afectado por un tsunami catastrófico cada 25 años, aproximadamente, y EEUU, junto con otros países, han puesto estaciones de vigilancia y detectores que avisan de la aparición de olas producidas por seísmos.

• Hasta la fecha, la serie más devastadora de maremotos ocurrió el 26 de diciembre de 2004 en el Océano Índico, con un número de víctimas directamente atribuidas a la marejada superior a las 250 mil personas. Las zonas más afectadas fueron Indonesia y Tailandia, aunque los efectos devastadores alcanzaron zonas situadas a miles de kilómetros: Bangladesh, India, Sri Lanka, las Maldivas e incluso Somalia, en el este de África. Esto dio lugar a la mayor catástrofe natural ocurrida desde el Krakatoa, en parte debido a la falta de sistemas de alerta temprana en la zona, quizás como consecuencia de la poca frecuencia de este tipo de sucesos en esta región.

c) Distribución geográfica• No todas las regiones de la Tierra son

igualmente propensas a las sacudidas sísmicas. Estudiando la distribución de los hipocentros de los distintos terremotos que han tenido lugar a lo largo de la historia, se ha dividido la superficie terrestre en tres zonas distintas:

1. Regiones sísmicas: zonas débiles de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandes movimientos sísmicos. Suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montañosas de reciente formación.

2. Regiones penisísmicas: ondas en las que sólo se registran terremotos débiles y no con mucha frecuencia.

3. Regiones asísmicas: zonas muy estables de la corteza terrestre en las que raramente se registran terremotos.

d) Medición de los terremotos

• Los terremotos se miden de acuerdo a las consecuencias materiales con la escala de Mercalli y según la intensidad del seísmo en sí mismo, con la escala de Richter.

• Los sismógrafos son los instrumentos que registran las ondas sísmicas. Básicamente están formados por una gran masa suspendida de un alambre o un muelle, cuya inercia la hace permanecer débilmente inmóvil cuando llegan las ondas, mientras que el sustrato se mueve. Las vibraciones son registradas por una aguja en un rodillo conectado a un reloj de precisión, que determina el momento en el que tiene lugar el terremoto.

• El registro de las ondas queda en un gráfico que se denomina sismograma.

1. Magnitud de Escala Richter• Se expresa en números árabes• Representa la energía sísmica liberada en cada

terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de  2, sino que 100 veces mayor.

Ritcher

Magnitud en Escala Richter Efectos del terremoto

Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado

3.5 - 5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores

5.5 - 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios

6.1 - 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas

7.0 - 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños

8  o mayor Gran terremoto. Destrucción total a comunidades  cercanas.

• El terremoto de mayor magnitud que ha habido en la historia desde que se tienen registros con instrumentos de medición, ocurrió en el sur de Chile en el 1960. La gran sismicidad chilena se debe a que su territorio se encuentra en el Cinturón de Fuego del Pacífico.

2. Intensidad en Escala de Mercalli

• Se expresa en números romanos.• Creada en 1902 por el sismólogo italiano

Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc.

Mercalli

• La Intensidad depende de:a)La energía del terremotob)La distancia de la falla donde se produjo el terremotoc)La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblicua, perpendicular, etc) d)Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la Intensidad e)Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto.

• Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo.

• Grado  I : Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables. 

• Grado II: Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

• Grado III: Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un coche pesado. Duración estimable.

• Grado IV: Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un coche pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente. 

• Grado V: Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en  los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

• Grado VI: Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio. Daños ligeros. 

• Grado VII: Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

• Grado VIII: Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en la personas que guían vehículos motorizados.

• Grado IX: Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

• Grado X: Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

• Grado XI: Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas. 

• Grado XII: Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

e) Predicción y prevención sísmica

• Los sismólogos intentan predecir en el espacio y el tiempo la producción de terremotos.

• La predicción se basa en el conocimiento del ciclo tectónico de una zona (bordes de placas, funcionamiento dinámico histórico, etc).

• Se ha determinado que se suelen producir grandes terremotos en intervalos de entre 20 y 27 años.

• Se llaman precursores sísmicos a los fenómenos que preceden a los seísmos.

• Destacan:– Anomalías físicas o químicas en las rocas del

entorno.– Pequeños terremotos.– Modificaciones de la superficie del terreno.– Precursores biológicos.