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ESTRUCTURA DE LA TIERRA
Se conoce utilizando:

Métodos directos:

Minas: Son excavaciones que se pueden utilizar para extraer
minerales.


Sondeos: Son perforaciones taladradas en el subsuelo.
Volcanes: El magma al ascender, arrastra fragmentos de rocas del
interior.

Métodos indirectos, son métodos de investigación:

MÉTODOS SÍSMICOS (Propagación de ondas sísmicas): Las ondas
sísmicas que se producen en un terremoto se recogen en sismógrafos
de todo el mundo. Cuando las ondas pasan de de una capa de la Tierra
a otra cambian su velocidad, su trayectoria se desvía, y parte de la
onda se puede reflejar. Al analizar los registros, los sismólogos
localizan a qué profundidad se encuentra la separación entre capas,
mostrando las discontinuidades.
Se reconocen cuatro discontinuidades:

MÉTODOS MAGNÉTICOS
Empleados para la investigación de recursos minerales, sobre todo de
materiales susceptibles de modificar el campo magnético (magnetita).
La Tierra se comporta como un gran imán que genera a su
alrededor un campo magnético. Esto es debido a que el núcleo
externo, de naturaleza fluida y metálica, está en continuo
movimiento y presenta rotación con respecto al núcleo interno,
sólido pero también metálico.
Interpretación de los datos obtenidos:
De los estudios sismológicos y geológicos, se han establecido varios modelos de la
configuración interna de la Tierra.
Modelo estructural:
Las dos discontinuidades principales permiten considerar tres capas que se denominan
corteza, manto y núcleo. Son las unidades geoquímicas:

Corteza: La corteza es una capa rocosa delgada y sólida. Existen dos tipos:
-Continental: Su grosor varía entre 30 y 70 km. Es muy heterogénea. Tiene
rocas poco densas, fundamentalmente granito. La edad de las rocas es mayor
que en la oceánica.
-Oceánica: Su grosor varía entre 5 y 10 km. Forma los fondos de los océanos y
está compuesta por basalto.

Manto: Desde la corteza terrestre hasta 2900 km. Representa el 83% del
volumen total de la Tierra. Está formado por rocas compuestas por silicatos de
magnesio y hierro, como el olivino.

Núcleo: Desde los 2900 km al centro del planeta. Representa el 16% del
volumen total del planeta. Tiene una gran densidad y está compuesto
principalmente por hierro y níquel. El núcleo externo está sometido a
corrientes de convección, que originan el campo magnético terrestre.
Modelo dinámico:
Basado en el comportamiento mecánico de los materiales.
LITOSFERA
La más externa.
ASTENOSFERA
Es la parte del
que el manto se
extiende por
material conductor que
parcialmente fundido.
astenosfera hasta
externo está fundido (Fe y
670 km de
profundidad
fluido y debe girar a
bajo la litosfera en las
superior, por encima de
encuentra
la astenosfera. De
naturaleza rígida, se
Capa plástica hasta los
placas litosféricas.
profundidad.
encuentra fracturada en
ENDOSFERA
Comprende las zonas
Comprende la corteza y
parte del manto
MESOSFERA
manto que se
Materiales en estado
sólido. Existen
debajo de la
los 2900km de
(discontinuidad
de Gutenberg).
Equivale al núcleo del
modelo geoquímico. El
constituye el núcleo
Ni), se comporta como un
distinta velocidad que el
núcleo interno, de
naturaleza sólida(S), lo
corrientes de
que ha podido generar el
movimientos de 1 a 12
terrestre.
convección con
cm por año.
campo magnético
B) DINÁMICA INTERNA DE LA TIERRA
EL ORIGEN DE LOS RELIEVES:

EL FIJISMO
Las teorías fijistas se refieren al origen del escarpado relieve terrestre, es decir, sus cordilleras,
montañas, altiplanos y demás formaciones. Se denominan fijistas por basar sus explicaciones
de cómo se han formado estas estructuras en una posición fija de los continentes, es decir, que
no han sufrido ningún desplazamiento horizontal, de manera que las cordilleras se habrían
originado por diversos levantamientos únicamente en sentido vertical.
Las diferentes teorías fijistas ofrecen distintas explicaciones de cómo ha podido suceder, pero
nunca utilizando un movimiento horizontal de continentes. Lo que proponen es que la
acumulación de sedimentos produce subsidencia, originando este hundimiento intensas
fuerzas de plegamiento y de la actividad volcánica.
Frente a las teorías fijistas (actualmente desechadas) tenemos las teorías movilistas que sí basan
sus explicaciones en un movimiento horizontal de los continentes (actualmente el movimiento
se considera de placas, no de continentes). La Deriva continental de Wegener fue famosa pero
actualmente se acepta la Tectónica de Placas como explicación satisfactoria a todos los
procesos.

WEGENER Y EL COMIENZO DEL MOVILISMO
En 1912 el meteorólogo Alfred Wegener propuso una teoría que afirmaba que los
continentes podían desplazarse, que hacía 300 millones de años habían estado unidos
formando
una
masa
continental
única
a
la
que
llamó
http://www.youtube.com/watch?v=gO2qYMsNHGk&feature=related)

Pangea.
(video:
LOS MOVIMIENTOS VERTICALES. ISOSTASIA
Los movimientos verticales de la corteza terrestre necesitaban una explicación. Cada vez
era más evidente que los fósiles que había en las montañas procedían de las profundidades
marinas, y el enorme espesor de las series de estratos de las cordilleras indicaba que se
habían depositado en una cuenca cuyo fondo se hundía a medida que se acumulaban los
sedimentos.
En 1914 el geólogo, Joseph Barrell sugirió una nueva capa, la astenosfera, zona en la que
las altas temperaturas harían que los materiales se comportasen plásticamente, perdiendo
así gran parte de su rigidez. Esta capa permitiría que el fondo de las cuencas se hundiese
debido al peso de los sedimentos acumulados, y que los relieves se levantasen a medida
que la erosión les iba quitando peso. Este proceso se denomina isostasia:
Ejemplo: Los relieves como los Alpes continúan levantándose unos milímetros cada año
debido a que la erosión les quita peso y produce su ascenso por isostasia.
Video: La isostasia en Escandinavia http://www.youtube.com/watch?v=cxsKXnIxmGQ

LA TEORÍA DE LA TECTÓNICA DE PLACAS
Da explicación a los movimientos horizontales de la litosfera, que estaban explicados en el
pasado por la teoría de la deriva continental (Weneger).
A lo largo de 1970 y 1980, los fenómenos geológicos como el vulcanismo, la sismicidad, la
formación de cordilleras, encontraron una explicación en esta teoría.
La litosfera es una capa mixta formada por la corteza y parte del manto superior.
En el mapa tectónico, observamos tres tipos de placas según su composición:

Placas oceánicas: Compuestas solamente por litosfera oceánica. Ejemplos: Placa
Pacífica, Placa de Cocos.


Placa continental: Están compuestas por litosfera continental. Ejemplo: Placa Arábiga.
Placas mixtas: Contienen litosfera continental y oceánica. Es el caso de la mayoría de
placas. Ejemplo: Euroasiática.
DORSAL OCEÁNICA (Borde constructivo)
Son las zonas volcánicas más activas del mundo. Son cordilleras de miles de kilómetros de
longitud y con una altitud media de 2500m sobre la llanura abisal. Su relieve se debe a la
presión que ejerce el magma situado bajo la corteza, que levanta los bordes de las placas.
http://www.youtube.com/watch?v=uVnXktF2f9s&feature=PlayList&p=33441E8CB8CA9ABA&i
ndex=6
SUBDUCCIÓN (Borde destructivo)
Consiste en el hundimiento de una placa litosférica de naturaleza oceánica bajo una placa
adyacente, por lo general de naturaleza continental.
Es un mecanismo que condiciona la creación de fosas oceánicas, el metamorfismo de alta
presión y de baja temperatura, y el origen de terremotos.
Durante la subducción, la corteza oceánica penetra en el manto y se funde. Al reciclarse de
forma continua, no hay zonas de la corteza moderna de los océanos que tengan más de 200
millones de años de antigüedad. Los bloques corticales se mueven y chocan constantemente
cuando son transportados por las distintas placas.
Una consecuencia importante de la fusión de la corteza oceánica subducida es la producción
de magma nuevo. Cuando la corteza se funde, el magma que se forma asciende desde el plano
de subducción, en el interior del manto, para hacer erupción en la superficie terrestre.
Las erupciones de magma fundido por subducción han creado cadenas largas y arqueadas de
islas volcánicas, como Japón y Filipinas.
FALLAS TRANSFORMANTES (Bordes pasivos)
Las dorsales son fracturas discontinuas y zigzagueantes; con frecuencia una dorsal se
interrumpe y continúa unos kilómetros más a la izquierda o a la derecha. En este caso, aparece
una zona de cizalla, llamada falla transformante.
Durante miles de millones de años se ha ido sucediendo un lento pero continuo
desplazamiento de las placas que forman la corteza del planeta Tierra, originando la llamada
"tectónica de placas", una teoría que complementa y explica la deriva continental.
Ejemplo: Falla de San Andrés.
http://www.youtube.com/watch?v=e4gYXBIrW3I&feature=PlayList&p=33441E8CB8CA9ABA&
index=3
El concepto básico de la teoría de la tectónica de placas es simple: el calor asciende. El aire
caliente asciende por encima del aire frío y las corrientes de agua caliente flotan por encima
de las de agua fría. El mismo principio se aplica a las rocas calientes que están bajo la
superficie terrestre: el material fundido de la astenosfera, o magma, sube hacia arriba,
mientras que la materia fría y endurecida se hunde cada vez más hacia al fondo, dentro del
manto. La roca que se hunde finalmente alcanza las elevadas temperaturas de la astenosfera
inferior, se calienta y comienza a ascender otra vez.
Este movimiento continuo y, en cierta forma circular, se denomina convección. En los bordes
de la placa divergente y en las zonas calientes de la litosfera sólida, el material fundido fluye
hacia la superficie, formando una nueva corteza.
En los fondos oceánicos las placas se alejan y queda entre ellas un hueco que se llena con
material proveniente del manto, roca fundida (magma) de la astenosfera, que puede fluir por
encontrarse muy caliente. En cuanto llega a la superficie sufre cambios físicos y químicos al
perder gases y entrar en contacto con el agua del fondo del mar. Al descender su temperatura
se convierte en nueva corteza oceánica.
Al continuar separándose las placas, esta nueva corteza oceánica es arrastrada hacia los lados
de la cresta y deja lugar para que ascienda más material del manto. El material que asciende
está muy caliente, y transmite parte de este calor al material que tiene cerca, el cual empuja el
material que tiene encima, dando lugar a las grandes elevaciones sobre el nivel medio del
fondo marino que presentan las cordilleras oceánicas.
Las placas siguen separándose y el nuevo fondo, cada vez más frío, pasa el punto más alto y
comienza un descenso muy rápido, se rompe y se crean nuevas fallas normales, pero ahora el
movimiento relativo de las paredes es en sentido contrario al que ocurre del mismo lado
dentro del valle. Conforme se aleja del centro de expansión, la nueva corteza oceánica se va
enfriando, lo cual la vuelve más densa y, por tanto, más pesada. Al pesar más, hace más
presión sobre el material de la astenosfera y lo hace descender. El resultado de esto es que el
fondo oceánico se encuentra apoyado sobre una superficie inclinada, y la fuerza de gravedad
hace que resbale sobre esta superficie alejándose del centro de expansión y por tanto de la
placa que se encuentra del otro lado.
Si se está creando continuamente nuevo fondo oceánico y la Tierra no está creciendo, la
creación de nueva superficie debe ser compensada mediante la destrucción de superficie
antigua. Por otro lado, si dos placas se alejan una de otra, esto significa que se acercan a otras
placas que se encuentren en su camino, y si éstas no se alejan lo suficientemente rápido tienen
que competir por la superficie que ocupan.
En los extremos de dos placas, una continental y otra oceánica, el extremo de la placa oceánica
tiende a hundirse, porque es más pesada que la astenosfera, mientras que la placa continental
flota por ser más ligera. En consecuencia, la placa oceánica se hunde bajo la continental y
regresa al manto donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oceánicas son, por
tanto, zonas de subducción donde se consume la placa oceánica.
El hueco entre la placa subducida y la subducente forma una trinchera oceánica, donde se
deposita gran cantidad de sedimentos, aportados, sobre todo, por la continental. Algunas veces
parte de estos sedimentos se une al continente y, de esta manera, crecen los continentes.
LAS PLACAS SE MUEVEN Y PROVOCAN:
Formación de cordilleras
La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas porciones y se
destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas que acaban por deformarla.
Estas fuerzas, actuando durante millones de años, hacen que la corteza se ondule y forme
pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A veces, estas fuerzas son tan
potentes que la elasticidad de los materiales no pueden soportarlas y el priegue se rompe.
Las fuerzas que doblan la Tierra
Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen
un grado de elasticidad determinado, que es máximo en las
rocas blandas de tipo sedimentario y mínimo en las rocas
metamórficas. Cuando actúan fuerzas intensas, como las
producidas en el choque entre continentes, la roca cede
elásticamente y se dobla adoptando una forma que depende
de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza.
Estos procesos de plegamiento pueden producirse a poca
profundidad y son los responsables de la formación de las
grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza supera la
elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla.
La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen,
sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy suelen estar inclinados en una u
otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo
suben hasta un arco o descienden hacia un seno.
Pliegues, anticlinales y sinclinales
Cada unidad de plegamiento se llama pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se
llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que descienden hacia senos
contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenco, o sinclinales.
Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los
isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son pliegues
como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los pliegues se miden en
términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno).
Pueden
ser
microscópicos
o
tener
longitudes
de
kilómetros.
Los rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece imposible que se doblen de
manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se
produce el plegamiento. El calor es un factor importante en las profundidades del manto
terrestre
y
puede
convertir
las
rocas
de
rígidas
a
dúctiles.
La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también importante. La
diferencia de comportamiento se puede explicar si se considera el ejemplo del alquitrán: al
golpearlo con un martillo se rompe, pero con el efecto de la gravedad se desparrama. De igual
forma, las rocas que sufren procesos de deformación rápida se fracturan y producen un
terremoto, mientras que las mismas rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y
continuas.
A veces el terreno sufre una ligera deformación que no llega a formar un pliegue. El fenómeno
se llama "flexión" del terreno. Por otra parte, algunos pliegues tienen zonas de pendiente
menor en medio de una superficie uniformemente inclinada, llamadas "terrazas".
Deformaciones de las rocas
Los esfuerzos compresivos y distensivos a los que está sometida la corteza producen tres tipos
de deformaciones:

Elástica: Es reversible. Las rocas se deforman al experimentar una sacudida brusca,
pero después recuperan la forma inicial. El paso de las ondas sísmicas producen este
tipo de propagación

Plástica: Consiste en el plegamiento de las rocas, y es irreversible; normalmente se
produce cuando están sometidas a esfuerzos de compresión intensos durante millones
de años.
Pliegues: En ellos se distinguen los siguientes elementos geométricos
Charnela: Es la parte en la que las capas presenta una mayor curvatura.
Flancos: Partes situadas a ambos lados de la charnela
Plano axial: Es un plano imaginario que pasa por la charnela dejando a ambos lados
un flaco. Es el plano de simetría de un pliegue.
Buzamiento: Es el ángulo de inclinación de su línea de máxima pendiente
Núcleo: Es la parte central del pliegue.
Tipos de pliegues:
 Anticlinales: Las capas más modernas envuelven a las más antiguas. Si el plano
axial es vertical, los flancos apuntan hacia abajo y la charnela está hacia
arriba, su núcleo está formado por las capas más antiguas.
 Sinclinales: La capas más antiguas envuelven a las más modernas. Si el plano
axial es vertical, los flancos apuntan hacia arriba y la charnela está debajo,
entonces el núcleo está formado por las capas modernas.
Según la posición del plano axial y los flancos, pueden ser: tumbados, rectos,
acostados o en rodilla.
Rectos
Tumbados

Frágil: Corresponde a la rotura de las rocas. Es cuando no pueden soportar un esfuerzo
compresivo o distensivo.
 Diaclasas: Son roturas de las rocas en las que los fragmentos no se han
desplazado sino que mantienen su posición inicial. Se pueden producir:
 Grietas de retracción: Se originan en las arcillas y lodos al secarse.
 Grietas de gelifracción: Son debidas al efecto cuña del agua helada,
provocando la fisura de las rocas.
 Disyunción columnar: Se produce en las coladas de lava al enfriarse.
 Lajamiento por descompresión: Las rocas que se han formado en el
interior de la corteza a altas presiones se expanden y fracturan al
ascender a la superficie terrestre.
 Fallas: Son roturas de las rocas en las que hay una dislocación de los bloques o
labios. El plano de fractura se llama plano de falla.
Cuando esta ruptura se produce de forma brusca, se produce un terremoto. En ocasiones, la
línea de falla permite que, en ciertos puntos, aflore el magma de las capas inferiores y se forme
un volcán.
Partes de una falla
El plano de falla es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, horizontal,
vertical u oblicuo. Si las fracturas son frágiles, tienen superficies lisas y pulidas por efecto de la
abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender
fragmentos de diferentes tamaños.
Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se produce un
desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de labio hundido (o interior) y labio
elevado (o superior), dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la
horizontal relativa. Cuando está inclinado, uno de los bloques se desliza sobre el otro. El
bloque que queda por encima del plano de falla se llama "techo" y el que queda por debajo,
"muro".
El salto de falla es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente formaban una
unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser de
tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilómetros. Éste
último caso suele ser resultado de un largo proceso geológico en el tiempo.
Tipos de fallas
En una falla normal, producida por tensiones, la inclinación del plano
de falla coincide con la dirección del labio hundido. El resultado es un
estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse el labio
hundido
por
efecto
de
la
fuerza
de
la
gravedad.
En las fallas de desgarre, además del movimiento ascendente también
se desplazan los bloques horizontalmente. Si pasa tiempo suficiente, la
erosión puede allanar las paredes destruyendo cualquier traza de
ruptura, pero si el movimiento es reciente o muy grande, puede dejar
una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio. Un
ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas transformadoras
que
desplazan
a
las
dorsales
oceánicas.
En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la
corteza terrestre, el labio hundido en la falla normal, asciende sobre el
plano de falla y, de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos
aparecen colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a
los
cabalgamientos.
Un macizo tectónico o pilar tectónico, también llamado "Horst", es una región elevada limitada
por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que a los lados del horst haya series de fallas
normales; en este caso, las vertientes de las montañas estarán formadas por una sucesión de
niveles escalonados. En general, los macizos tectónicos son cadenas montañosas alargadas, que
no aparecen aisladas, sino que están asociadas a fosas tectónicas. Por ejemplo, el centro de la
península Ibérica está ocupada por los macizos tectónicos que forman las sierras de Gredos y
Guadarrama.
Por último, una fosa tectónica o Graben es una asociación de fallas que da lugar a una región
deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas tectónicas se producen en áreas en las que
se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de
kilómetros de ancho y varios miles de kilómetros de longitud. Los valles se rellenan con
sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor. Así sucede, por ejemplo, en el
valle del río Tajo, en la península Ibérica.
Los volcanes
Una de las manifestaciones más espectaculares de la
actividad geológica de la Tierra son, sin duda, los volcanes.
Los hay de diferentes tipos, según la manera en que sale la
lava, y se encuentran distribuidos por regiones concretas del
planeta
mientras
que,
en
otras,
no
hay.
Los volcanes son también los únicos lugares donde podemos
entrar en contacto con los materiales del interior de la
corteza o del manto, por lo que suscitan un gran interés para
las ciencias.
Erupciones volcánicas
Un volcán es una fisura de la corteza terrestre sobre la cual se acumula un cono de materia
fundida y sólida que es lanzada a través de la chimenea desde el interior de la Tierra. En la
cima de este cono hay una formación cóncava llamada cráter. Cuando se produce actividad en
un
volcán
se
dice
que
está
en
erupción.
Los volcanes son por lo general estructuras compuestas de material fragmentado y corrientes
de lava. A través de la chimenea sale la lava que escurre por las laderas del cono, que se va
formando por sucesivas capas solidificadas, todas inclinadas hacia el exterior de la chimenea.
El material rocoso expulsado se encuentras entre 4 a 200 kilómetros de profundidad, donde
pueden alcanzar temperaturas superiores a los 1000°C. Habitualmente la lava recién emitida
bordea temperaturas entre 700 °C y 1200 °C, dependiendo de su composición química.
Las rocas que se forman a partir del enfriamiento del magma se llaman rocas ígneas. Si el
enfriamiento tuvo lugar en el interior de la tierra, y las rocas fundidas no llegaron a emerger a
la superficie, se llaman rocas ígneas intrusivas. Cuando la roca se ha formado a partir del
enfriamiento de lava en la superficie, se denomina roca ígnea extrusiva. También existen rocas
ígneas enfriadas a gran profundidad que se llamas plutónicas.
Magma y lava
El magma, masa espesa y viscosa, es la roca fundida que se
encuentra en la parte interna del volcán sometida a grandes
presiones, y está constituido por gases que se encuentran
disueltos, pero en el momento de llegar a la superficie, la
presión disminuye, lo que provoca su liberación explosiva y
espontánea. El material fundido que se arroja fuera del
volcán contiene menos gases y, para diferenciarlo del
magma,
se
le
llama
lava.
La lava en una erupción está cargada de vapor y de gases como el dióxido de carbono, el
hidrógeno, el monóxido de carbono y el dióxido de azufre. Estos gases al salir violentamente
ascienden a la atmósfera formando una nube turbia que descarga, a veces, copiosas lluvias.
Los fragmentos de lava se clasifican en bombas, brasas y cenizas, que son arrojadas fuera del
volcán y dispersadas por todas partes. Algunas partículas, grandes, vuelven a caer dentro del
cráter. La velocidad de la lava depende en gran parte de la pendiente de la ladera del volcán.
Muchos volcanes nacen en el fondo marino, como lo hicieron los famosos Etna y Vesubio, las
islas
de
Hawai
y
otras
muchas
islas
volcánicas
del
Océano
Pacífico.
Enormes cuencas, muy parecidas a los cráteres, reciben el nombre de calderas y están ubicadas
en la cumbre de volcanes extintos o inactivos y son ocupadas por profundos lagos. Algunas
calderas se formaron después de explosiones cataclísmicas que destruyeron completamente el
volcán, o cuando, después de sucesivas erupciones, la cono vacio no soporta el peso de las
paredes y se hunde.
Los terremotos
Los terremotos, sismos, seismos, temblores de tierra, ... son reajustes de la corteza terrestres
causados por los movimientos de grandes fragmentos. Por sí mismos, son fenómenos naturales
que no afectan demasiado al hombre. El movimiento de la superficie terrestre que provoca un
terremoto no representa un riesgo, salvo en casos excepcionales, pero sí nos afectan sus
consecuencias, ocasionando catástrofes: caída de construcciones, incendio de ciudades,
avalanchas
y
tsunamis.
Aunque todos los días se registran una buena cantidad de terremotos en el mundo, la inmensa
mayoría son de poca magnitud. Sin embargo, se suelen producir dos o tres terremotos de gran
magnitud cada año, con consecuencias imprevisibles.
Movimientos sísmicos
Las placas de la corteza terrestre están sometidas a
tensiones. En la zona de roce (falla), la tensión es muy
alta y, a veces, supera a la fuerza de sujeción entre las
placas. Entonces, las placas se mueven violentamente,
provocando ondulaciones y liberando una enorme
cantidad
de
movimiento
energía.
Este
sísmico
proceso
o
se
llama
terremoto.
La intensidad o magnitud de un sismo, en la escala de Richter, representa la energía liberada y
se mide en forma logarítmica, del uno al nueve. La ciencia que estudia los sismos es la
sismologia
y
los
científicos
que
la
practican,
sismólogos.
La estadística sobre los sismos a través de la historia es más bien pobre.Se tiene información de
desastres desde hace más de tres mil años, pero además de ser incompleta, los instrumentos de
precisión para registrar sismos datan de principios del siglo XX y la Escala de Richter fue
ideada
en
1935.
Un terremoto de gran magnitud puede afectar más la superficie terrestre si el epifoco u origen
del mismo se encuentra a menor profundidad. La destrucción de ciudades no depende
únicamente de la magnitud del fenómeno, sino también de la distancia a que se encuentren
del mismo, de la constitución geológica del subsuelo y de otros factores, entre los cuales hay
que
destacar
las
técnicas
de
construcción
empleadas.
Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito
en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, Rusia y Estados Unidos son los países que
apoyan más estas investigaciones. En 1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud
7,3 de Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera
el 90% de los edificios de la ciudad. Una de las pistas que llevaron a esta predicción fue una
serie de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a
notarse
cinco
años
antes.
Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los cambios
en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua de los pozos e incluso en el
comportamiento de los animales. También hay un nuevo método en estudio basado en la
medida del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es
posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones no sean siempre acertadas.
Terremotos en el mar
Un maremoto es una invasión súbita de la franja costera
por las aguas oceánicas debido a un tsunami, una gran
ola marítima originada por un temblor de tierra
submarino. Cuando esto ocurre, suele causar graves
daños
océanos
Pacífico
e
en
el
área
afectada.
Los maremotos son más comunes en los litorales de los
Índico,
en
las
zonas
sísmicamente
activas.
Los términos maremoto y tsunami se consideran sinónimos.
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 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 unos 15 o 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 sismo varias grandes olas arrasaron el golfo de
Cádiz
causando
más
de
2.000
muertos
y
muchos
heridos.
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 sismos.