Los sismos son vibraciones en la corteza terrestre causadas por la liberación de energía, que se clasifican en plutónicos, interplaca, intraplaca, volcánicos y artificiales, siendo los intraplaca los más comunes y destructivos. La localización de un sismo se determina mediante la triangulación de ondas sísmicas, y la magnitud se mide a través de la amplitud de las ondas registradas en un sismógrafo. Eventos como tsunamis y deslizamientos de terreno pueden ser consecuencias devastadoras de los terremotos.

1. SISMOS
Los sismos son vibraciones en la corteza, producida por la liberación de energía,
en el interior de la Tierra, la cual se propaga a través de ondas en todas
direcciones.
¿Dónde se generan?
Generalmente se producen en los bordes de placas.
Clasificación de sismos:
1. Los plutónicos. Son el 3% del total de sismos, con profundidad entre 300 km.
y 900 km. son los de más energía por la profundidad, aunque el efecto en
superficie es tenue pero extenso; se sienten en una zona . Se originan por
cambios de fase de las rocas del manto (implosión) o por rupturas en el flujo
plástico del manto (explosión). Para diferenciar ambos mecanismos focales
nos basamos en la primera onda sísmica que llega a la estación de registro.
2. Los interplaca. Son el 5% del total de los sismos y aparecen a una
profundidad entre 70 y 300 km. Son típicos de zonas de subducción. Son los
segundos en energía, ya que a esta profundidad la Tierra no almacena tanta
como en el caso anterior, pero si son más destructivos.
3. Los intraplaca. Son sismos de fallas, y representan el 85% de los sismos. Se
dan en el interior de las placas tectónicas, cuando la energía se libera por sus
zonas más débiles (fallas). Son los más destructivos aunque acumulan menos
energía que los anteriores dado que se dan a menos de 70 Km. de
profundidad. Se distinguen porque tienen múltiples réplicas, ya que a esta
profundidad las rocas, antes que plásticas son rígidas.
4. Los volcánicos: Son el 7% de los sismos y se presentan a menos de 20 Km. de
profundidad. Son de pocos Km. porque el foco es muy puntual y gran parte
de la energía se libera en la atmósfera.
5. Los sismos artificiales: Son producidos por detonaciones de bombas
nucleares, etc. Tienen una profundidad de menos de 2 Km. y foco muy
puntual; así gran parte de la energía se libera en la atmósfera.

2. TEORÍA DEL REBOTE ELÁSTICO
Se da lugar en las fallas o roturas preexistentes en la roca. A medida que las
fuerzas tectónicas empiezan a actuar, la roca comienza a sufrir con gran
lentitud, deformaciones a ambos lados de la falla. A medida que se deforma, las
rocas se van doblando y almacenando energía elástica (similar al doblar una
vara de madera). Una vez superada la resistencia de la roca, ésta se rompe
súbitamente, produciendo una liberación casi instantánea de la energía
acumulada a través del tiempo. El resultado de este mecanismo es la
propagación de la energía liberada, en forma de ondas sísmicas y el retorno a un
estado de equilibrio elástico de la zona previamente sometida a deformaciones,
con la presencia de una fractura o falla geológica, muchas veces visible en la
superficie de la tierra.

3. LOCALIZACIÓN DE UN SISMO
El punto al interior de la tierra en donde la energía es liberada es el foco o
hipocentro. Mientras que el epicentro es el punto de la superficie situado
directamente encima del hipocentro.
Para localizar un terremoto, podemos usar las ondas sísmicas que este genera,
cada una viaja a distintas velocidades, por lo tanto su señal es recibida en
distintos intervalos de tiempo.
Ondas P (primarias): Ondas más rápidas, que viajan a través sólidos, líquidos o
gases. Son compresivas y los materiales se mueven en la misma dirección de las
ondas.
Ondas S (secundarias): El movimiento de vibración de las partículas es
perpendicular a la dirección de propagación, lo cual supone un mayor
recorrido y por ende una menor velocidad, por tanto son menos veloces
que las P. Dependen fundamentalmente de la elasticidad (rigidez) de las
rocas. Estas se transmiten por una deformación cizallante, que no hace
variar el volumen. Solo viajan a través de los sólidos ya que tienen
propiedades elásticas, mientras que los líquidos y gases no.

4. El primer paso para determinar la ubicación del sismo es el tiempo de llegada
entre la onda P y la Onda S, el cuál es medido en cada estación, estableciendo
una gráfica distancia – tiempo. Sin embargo, no basta con conocer solo la
distancia, ya que el epicentro podría estar en cualquier dirección desde la
estación sísmica.
Para encontrar la localización precisa se deben conocer la distancia para tres o
más estaciones sísmicas diferentes.
Sobre un globo terrestre, trazamos un círculo alrededor de cada estación
sísmica. Cada círculo representa la distancia al epicentro para cada estación. El
punto donde los tres círculos se cruzan es el epicentro del terremoto. Este
método se denomina triangulación.
Pero además, existen otras ondas las cuales su propagación es en la superficie
estas son:

5. Ondas R: Las ondas de Rayleigh viajan a lo largo de la superficie con un
movimiento de partícula que elíptico retrógrado, es decir, las partículas
del material se mueven describiendo una elipse en dirección opuesta a la
dirección de propagación de la energía. La velocidad de las ondas R es
menor que la velocidad de las ondas S.
Ondas L: Las ondas de L requieren la existencia de una capa superficial de
menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes o es decir un
gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad.
Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal,
es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.
INTENSIDAD
La intensidad sísmica mide cualitativamente los efectos de un terremoto. La
intensidad se mide por el grado de daños a las construcciones realizadas por el
hombre, la cantidad de perturbaciones en la superficie del suelo y el alcance de
la reacción animal en la sacudida. Una escala con 12 valores, llamada Mercalli es
descriptiva, es decir, no depende de la medida del movimiento del suelo con
instrumentos, sino que depende de las observaciones reales de los efectos en la
zona macrosísmica.

6. MAGNITUD
La magnitud es una constante única que representa una medida cuantitativa del
tamaño del sismo, independientemente del sitio de observación. La magnitud se
determina midiendo la máxima amplitud de las ondas registradas en el
sismógrafo correspondiente al evento.
Richter definió la magnitud de un evento local como el logaritmo en base a diez
de la amplitud máxima de una onda sísmica registrada en un sismógrafo patrón
a una distancia de 100 kilómetros del epicentro del terremoto. Esto significa que
siempre que la magnitud aumenta en una unidad, la amplitud de las ondas
sísmicas aumenta 10 veces.

7. AMPLIFICACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS
Si bien una región dentro de unos 50 kilómetros experimenta la misma
intensidad sísmica de la sacudida de terreno, la destrucción varía dentro de esa
área. Esta diferencia se atribuye al material del suelo sobre las que están
construidas las estructuras
Los sedimentos blandos, por ejemplo, amplificarán las vibraciones en general
más que el sustrato de roca sólida.
LICUEFACCIÓN
En áreas donde los materiales no consolidados están saturados con agua, las
vibraciones de los terremotos pueden generar un fenómeno conocido como
licuefacción. Bajo esas condiciones, lo que había sido un suelo estable se
convierte en un fluido móvil que no es capaz de soportar edificios ni otras
estructuras. Como consecuencia, los objetos situados bajo tierra, como tanques
de almacenamiento y conducciones de alcantarillado, pueden flotar
literalmente hacia la superficie. Los edificios y otras estructuras superficiales
pueden hundirse.

8. TSUNAMIS
Estas olas destructivas son consecuencia casi siempre del desplazamiento
vertical a lo largo de una falla situada en el suelo oceánico o de un gran
deslizamiento submarino provocado por un terremoto. El tsunami avanza a
través del océano a velocidades asombrosas de 500 a 950 kilómetros por hora.
Sin embargo, después de entrar en las aguas costeras menos profundas, estas
olas destructivas se ralentizan y el agua empieza a apilarse hasta alturas que a
veces superan los 30 metros
A medida que la cresta de un tsunami se acerca a la costa, surge como una
elevación rápida del nivel del mar con una superficie turbulenta y caótica.
Normalmente la primera advertencia de aproximación de un tsunami es una
retirada relativamente rápida de agua de las playas, 5 a 30 minutos después, el
retroceso del agua va seguido de una oleada capaz de extenderse centenares de
metros tierra adentro. De una manera sucesiva, cada oleada va seguida de una
retirada rápida del agua mar adentro.
DESLIZAMIENTOS Y SUBSIDENCIA DEL TERRENO
El Deslizamiento del Terreno corresponde a un movimiento del suelo,
generalmente por acción de una falla o debilidad del terreno y se puede
presentar de dos formas:

9. 1. Deslizamiento Rotacional (Hundimientos):
Son los desplazamientos de suelos o rocas blandas a lo largo de una
depresión del terreno.
2. Deslizamiento Traslacional:
Consiste en movimientos de capas delgadas de suelo o rocas fracturadas a
lo largo de superficies con poca inclinación.
La resistencia a desmoronarse depende del terreno. Por ejemplo, la arena
seca tiene un menor ángulo de deslizamiento que la tierra compacta, que
posee una mayor resistencia al desmoronamiento.
TERREMOTOS: PRUEBAS DE LA TECTÓNICA DE PLACAS (NO ES NECESARIO
ESCRIBIRLO EN EL RESUMEN)
En el modelo de la tectónica de placas, las fosas submarinas se forman allí
donde las placas densas de litosfera oceánica se hunden en el manto. Los
terremotos de foco superficial se producen en respuesta al plegamiento y la
fracturación de la litosfera cuando empieza su descenso o a medida que la placa
en subducción interacciona con la capa situada por encima. Cuanto más
desciende la placa en la astenósfera, son generados terremotos de foco
profundo mediante otros mecanismos. Muchas de las pruebas disponibles
sugieren que los terremotos ocurren en la placa en subducción relativamente
fría y no tanto en las rocas dúctiles del manto. Por debajo de los 700 kilómetros,
se han registrado muy pocos terremotos, debido posiblemente a que la placa en
subducción se ha calentado lo suficiente como para perder su rigidez. Otras
pruebas que respaldan el modelo de la tectónica de placas procedían de
observar que los terremotos superficiales predominan a lo largo de los límites
divergentes y de falla transformante. Recordemos que a lo largo de la falla de
San Andrés, la mayoría de terremotos se produce en los primeros 20 kilómetros
de la corteza. Puesto que las fosas oceánicas son los únicos lugares donde las
placas frías de la corteza oceánica se sumergen a grandes profundidades, éstas
podrían ser los únicos puntos donde se producen terremotos de foco profundo.

10. De hecho, la ausencia de terremotos de foco profundo a lo largo de las dorsales
oceánicas y las fallas transformantes apoya la teoría de la tectónica de placas.