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 basáltica
Capa 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.

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.

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.

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.

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.

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

• 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

• 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.

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.

• La Intensidad depende de:
a)La energía del terremoto
b)La distancia de la falla donde se produjo el
terremoto
c)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.

Bloque 4. la tectónica de placas, una teoría global

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