ORIGEN Y ESTRUCTURA DE LA TIERRA

 

LOS PRINCIPIOS DE LA GEOLOGÍA

PRINCIPIO DEL UNIFORMISMO (James Hutton)

Las leyes de la naturaleza no cambian con el tiempo. El presente es la clave del pasado.

PRINCIPIO DEL ACTUALISMO  (Charles Lyell)         

Los cambios que se producen en la Tierra se deben a procesos físicos, químicos y biológicos que actúan de forma lenta, gradual y continua a lo largo del tiempo. Lyell puso las bases para el desarrollo de las ideas evolucionistas de Charles Darwin.

PRINCIPIO DEL NEOCATASTROFISMO

La evolución de la Tierra es un proceso lento y continuo que, en un corto periodo de tiempo, puede sufrir cambios bruscos (erupciones volcánicas, grandes terremotos, caídas de meteoritos,...).




EL TIEMPO EN GEOLOGÍA

En la Geología se estudian los cambios que ha sufrido la Tierra a lo largo de su historia. La mayor parte de estos cambios se realizan a una velocidad tan lenta que los humanos a lo largo de nuestra vida no somos capaces de apreciarlos. Algunos cambios se producen de manera instantánea o en un tiempo corto (terremotos, erupciones volcánicas, desprendimientos de laderas,...), aunque los cambios que transforman el planeta (formación de cordilleras, desplazamiento de los continentes,...) se tienen que medir en millones de años.

Los métodos que se utilizan en Geología para establecer la cronología de los distintos acontecimientos que han ocurrido en la Tierra son:

  • Cronología absoluta: consiste en fijar fechas lo más exactas posible para los momentos en que se produjeron determinados acontecimientos.
  • Cronología relativa: consiste en ordenar los distintos acontecimientos geológicos desde el más antiguo al más moderno.

 

DATACIÓN ABSOLUTA


La datación absoluta permite datar con mayor exactitud posible los estratos y los acontecimientos del pasado geológico.

    • MÉTODOS EMPÍRICOS
      • Velocidad de enfriamiento

      Utilizando la velocidad de enfriamiento de las rocas y partiendo de una Tierra original fundida de composición magmática, el físico Kelvin le calculó en el siglo XIX una edad de 70 M.a.

      • Espesor total de los sedimentos

      Partiendo del espesor total de los sedimentos y aplicándoles la velocidad de sedimentación actual, se calculó la edad de la Tierra en unos 100 M.a. el mayor fallo de este método consiste en utilizar una velocidad de sedimentación constante para toda la Tierra y a lo largo de toda la historia.


      • Variación de la salinidad de los océanos

      En 1899 John Joly calculó la edad de la Tierra a partir de la salinidad del mar. Partió de la hipótesis de que originalmente el agua del mar no era salada. El agua de los ríos contiene una pequeña cantidad de sal. La sal que aportan se acumularía en el mar al evaporarse el agua. Joly pensó que si se conocía la cantidad de sal que los ríos llevan al mar en un año, podría determinarse el tiempo necesario para que los océanos alcanzasen la salinidad actual. Así calculó un valor comprendido entre 90 y 99 M.a.

       

    • MEDICIÓN DE FENÓMENOS PERIÓDICOS
      • Varvas glaciolacustres
      Se basa en los sedimentos originados en los lagos glaciares que se han depositado al quedar bloqueados por el frente glaciar. En la estación cálida, al fundirse el hielo se depositan gran cantidad de materiales de textura gruesa y color claro que son arrastrados por el agua del deshielo. Al comenzar la estación fría, el sedimento es retenido por el agua helada, permaneciendo así durante todo este tiempo. En el lago, se irán depositando las partículas de arcilla y restos orgánicos dando lugar a un depósito de color gris oscuro. El resultado de este doble aporte anual de sedimentos se denomina varva. El espesor varía de unos pocos milímetros a un decímetro.
    • Anillos de crecimiento en los seres vivos
        • Dendrocronología

          Es la ciencia que estudia los anillos arbóreos de crecimiento. Cada anillo está formado por el leño de verano, constituido por células pequeñas y de pared gruesa, y el leño de primavera, cuyas células son de paredes muy finas, pero de mayor tamaño. Dado que la anchura y el espaciado entre estos anillos depende de la luz, temperatura y humedad del medio, puede deducirse con facilidad que sus variaciones serán de carácter estacional.


        • Corales

          Los estudios parecen demostrar que la velocidad de traslación de la Tierra alrededor del Sol se ha mantenido constante desde el principio de su formación. en relación con la rotación, se ha comprobado que los días van haciéndose prograsivamente más largos debido, según algunos astrónomos, a la acción gravitatoria de la Lunasobre la hidrosfera. Los cálculos indican que el día aumenta casi dos segundos cada 100.000 años. durante el Devónico el años constaba de unos 400 días y cada día duraba alrededor de 21 horas.
          Entre los organismos que más información aportan a estos estudios se encuentran los corales fósiles del Paleozoico. Éstos tenían una serie de anillos paralelos, perpendiculares a la dirección de crecimiento del organismo, de crecimiento anual. Además de éstos, presentaban una serie de estriaciones muy finas, paralelas a la abertura del coral, interpretadas como incrementos diarios en el crecimiento.


        • Bivalvos
          Las conchas de los moluscos bivalvos de agua dulce presentan anilos de crecimiento de colores alternativamente claros y oscuros, que se corresponden con la estación fría y cálida respectivamente. Por regla general, el animal crece más rápido durante la época cálida del año, por lo que la capa clara suele ser más ancha que la oscura. El doblete anual de crecimiento permite averiguar la edad del organismo.

           

    • MÉTODOS RADIACTIVOS: LA RADIOCRONOLOGÍA

      Constituyen los métodos más exactos de datación. La radiactividad es consecuencia de las variaciones en el número de protones y neutrones en los núcleos inestables de determinados elementos. A medida que el tiempo pasa, el número de núcleos estables aumenta, mientras disminuye el de inestables, por transformación de éstos en estables. A consecuencia de esta transformación se producen partículas alfa (núcleos de helio), partículas beta (electrones) y partículas gamma (energía). La velocidad de transformación de elemento original en el estable final es constante.

      Se denomina periodo de semidesintegración (T) al tiempo que tarda la sustancia original en reducirse a la mitad. Cada elemento radiactivo presenta su periodo de semidesintegración.

      Los átomos de periodo corto debieron ser muy abundantes en tiempos pasados y en la actualidad casi han desaparecido. Del mismo modo, los de periodo largo serán, en proporción, más abundantes.

      PRINCIPALES ISÓTOPOS RADIACTIVOS UTILIZADOS EN DATACIÓN
      ELEMENTO PADRE ELEMENTO HIJO VIDA MEDIA UTILIZACIÓN
      Potasio 40 Argón 40 1.300 M.a. El método más utilizado
      Uranio 235 Plomo 207 713 M.a. El método más preciso
      Carbono 14 Nitrógeno 14 5570 años Para materia orgánica de menos de 50.000 años

      Inconvenientes de este método:

      • Las rocas a datar deben contener elementos radiactivos.
      • Los elementos hijos se pueden perder con el tiempo.
      • Se pueden producir contaminaciones.


DATACIÓN RELATIVA

La datación relativa se entiende como cualquier determinación que permita establecer con claridad un orden para una sucesión cualquiera de acontecimientos.


PRINCIPIOS APLICABLES A LA DATACIÓN RELATIVA

PRINCIPIO DE LA CORRELACIÓN

Dos estratos que contienen el mismo fósil característico pertenecen al mismo intervalo temporal representado por ese fósil.

PRINCIPIO DE LA SUCESIÓN BIOLÓGICA

Sabiendo la época en la que vivió un fósil se puede establecer la edad del estrato en el que aparece. Se podrá establecer si ese estrato es anterior o posterior a otro que contenga fósiles de distinta ápoca.

PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN DE ESTRATOS

En una serie sedimentaria los estratos superiores son más modernos que los inferiores.

PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN DE PROCESOS GEOLÓGICOS

Un proceso geológico siempre es posterior a los materiales a los que afecta y anterior a los materiales a los que no afecta y a los procesos que le afectan a él.

PRINCIPIO DE LA HORIZONTALIDAD ORIGINAL DE LOS ESTRATOS

Los sedimentos se depositan formando capas horizontales.

 

  • Hiato o laguna estratigráfica: tiempo no registrado en los estratos
  • Discontinuidad estratigráfica: superficie que separa dos estratos o cuerpos rocosos entre cuyo depósito se produjo una interrupción en la sedimentación. Tipos:
    • Paraconformidad: la superficie de discontinuidad es plana, sin hiato erosivo.
    • Disconformidad: la superficie de discontinuidad es irregular debido a la existencia de un hiato erosivo.
    • Discordancia angular: existe un hiato erosivo y además las capas no son paralelas.
    • Inconformidad: superficies de erosión desarrolladas sobre rocas ígneas o metamórficas sobre las que reposa una sucesión de rocas sedimentarias o volcánicas

Los fósiles son restos de seres vivos o de su actividad que poblaron la Tierra en épocas pasadas y que se han conservado en sedimentos, encontrándose generalmente asociados a rocas sedimentarias.

El proceso de fosilización supone la sustitución de la materia orgánica por compuestos minerales, de tal manera que se conservan los caracteres anatómicos o morfológicos que permiten su posterior estudio.

Aunque todos los fósiles son de utilidad desde el punto de vista paleobiológico, no lo son tanto desde el enfoque de instrumentos de medida relativa del tiempo y de la correlación de las unidades rocosas en que se hallan incluidos. Han existido organismos que no han modificado sus estructuras desde su aparición como tal especie hasta nuestros días, por lo que la edad que indican es indefinida por demasiado amplia. Otros organismos solo han vivido circunscritos a regiones muy restringidas de la tierra, lo que los inutiliza para hacer las necesarias correlaciones en el espacio.

Por estos motivos se ha definido el fósil-guía como el que cumple las siguientes condiciones:

  • Haber existido en gran número
  • Tener una amplia dispersión horizontal
  • Tener poca dispersión vertical.



MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA

 

  • MÉTODOS DIRECTOS
    • Los sondeos: análisis de testigos de sondeos profundos.

    El sondeo más profundo que se ha realizado ha sido en la Península de Kola (extremo NO de la ex unión Soviética, cerca de la frontera con Noruega) alcanzó poco más de 12 km., lo cual es una insignificancia en relación a los 6371 km de radio de nuestro planeta. Los resultados no son extrapolables.

    • Materiales profundos que alcanzan la superficie: magmas y rocas no fundidas dentro de los magmas (xenolitos).

     

  • MÉTODOS INDIRECTOS

    • Método de la densidad

    La densidad de un cuerpo es su masa dividida por su volumen (d = M/V).
    Si consideramos la Tierra como una esfera perfecta, bastará con conocer su radio para determinar su volumen:

    La ley de la gravitación universal de Newton permite calcular la masa de la Tierra

    El campo gravitatorio terrestre es la fuerza (gravedad) con que la Tierra atrae a todo cuerpo
    que se encuentre dentro de su radio de acción. De acuerdo con la ley de atracción universal de Newton, esta fuerza con que la Tierra
    atrae a cualquier cuerpo situado en su campo se puede expresar por la fórmula:

    [1]

donde:                                                                                                                                                                                  

  • M = masa de la Tierra.
  • G = constante de gravitación universal. Equivale a 6,672.10 – 11 m3. kg – 1. s – 2
  • m = masa de un cuerpo situado sobre la Tierra
  • d = distancia entre el centro de la Tierra y el cuerpo de masa m              

Al mismo tiempo, esta fuerza F con que la Tierra atrae a cualquier masa dentro de su campo gravitatorio, corresponde a la masa por la gravedad:

F = m . g    [2]

de donde igualando [1] y [2], resulta que

Con los valores de volumen y masa se obtiene la densidad.

  • Volumen:  1,08 . 10(27) cm3
  • Masa: 5,978 . 10(27) g

En relación con la densidad de nuestro planeta se obtienen dos datos importantes:

  • Densidad media de la corteza externa = 2,7 gr/cm3
  • Densidad media de la Tierra = 5,52 gr/cm3

De aquí se deduce un dato incuestionable: la densidad de los materiales terrestres aumenta considerablemente con la profundidad.
En la gráfica  se muestra un modelo con los datos que hoy se admiten: en el manto la densidad aumenta entre 3,3 y 5,6 g/cm3 y en el núcleo la densidad crece desde 9,9 a 13,1 g/cm3.
    • Método gravimétrico:

    La gravedad es la fuerza de atracción que existe entre dos partículas que están separadas. La magnitud de esta fuerza viene expresada por la ley de atracción o gravitación universal de Newton.                 
    El campo gravitatorio terrestre es la fuerza (gravedad) con que la Tierra atrae a todo cuerpo que se encuentre dentro de su radio de acción. Esta fuerza produce en la superficie terrestre una aceleración media de 9,81 m / s2 .

    Variaciones de la gravedad. El valor de la gravedad en la superficie terrestre varía de unos puntos a otros en función de una serie factores, por lo que en los estudios gravimétricos se hacen las correspondientes correcciones para ajustar los valores de g a los que tendría en la superficie del geoide. Los factores que influyen en g son:

     
    • La latitud (variación del radio terrestre, desde 6.380,38 km a 6.356,91 km): g varía desde 9,78 m/s2 en el ecuador hasta 9,83 m/s2 en los polos, siendo el valor medio de g = 9,81 m/s2. (Corrección latitudinal).
    • La altitud del lugar donde se hace la medición: variación de radio. La corrección debida al incremento de d por la altura se llama corrección de aire libre. Elimina el efecto de la altitud y se establece suponiendo que entre la cota a la que se encuentra el gravímetro y la superficie del geoide sólo hay aire.
    • Provocadas por la existencia en el subsuelo de materiales con densidad muy distinta a la densidad media. La gravedad local está influida por la densidad de los materiales de esa zona, de tal manera que una masa rocosa densa incrementa el valor que tendría la gravedad en el mismo punto si tal masa no existiese.

    El método gravimétrico se fundamenta en el estudio de las anomalías gravimétricas, denominándose así a las diferencias entre el valor teórico de g calculado para un lugar, una vez hechas las correspondientes correcciones, y el valor real encontrado en dicho lugar.
    Sin embargo, cuando se efectúan mediciones cuidadosas de la gravedad son frecuentes las diferencias entre el valor de la gravedad obtenido por medición directa en un lugar, y el teórico que debería corresponder al lugar en cuestión de acuerdo con su latitud y altitud. Se dice entonces que existe una anomalía gravimétrica, la cual es positiva cuando el valor medido supera al teórico, y negativa cuando el valor medido es inferior al teórico.
    Estas anomalías proporcionan información sobre la distribución de masas y su densidad en la vertical de la zona en la que se han realizado las medidas: las anomalías positivas implican un exceso de masa local, mientras que las negativas, suponen un déficit de la misma.  

    Utilidad del método gravimétrico en la detección de recursos naturales
    . En determinados casos los estudios gravimétricos son de utilidad en Geología Aplicada, ya que ponen de manifiesto la existencia de anomalías locales, las cuales suelen ser debidas a la existencia de materiales de densidad diferente a la de la roca encajante. Así, los materiales de alta densidad tales como: hierro, plomo, zinc, etc. producen anomalías positivas; mientras que las acumulaciones salinas producen anomalías negativas, dada su baja densidad.

    • Método magnético

    La Tierra poseen un campo magnético, y su existencia apoya la teoría de que nuestro planeta tiene un núcleo metálico en permanente agitación.                                                                                                 
    Por convenio se considera como polo norte magnético (PNm) el lugar hacia el que se oriente el polo positivo de una barra o aguja imantada cuando ésta puede girar libremente, luego el polo norte magnético corresponde con el polo magnético negativo en la actualidad, y el austral con el positivo.
    Es de destacar que los ejes magnéticos y geográficos no coinciden (forman un ángulo de unos 11°) y que el norte magnético está desviado respecto al norte geográfico un ángulo mayor que el existente entre los polos sur magnético y sur geográfico. El Polo Norte magnético se halla a 79° N, 70°W, y el Polo sur magnético a 79° S, 110°E.

    El campo magnético terrestre no puede ser una propiedad permanente del núcleo, ya que las temperaturas de esa zona profunda son muy altas, lo que hace imposible la magnetización permanente. Por esta razón, el campo magnético debe producirse y mantenerse continuamente. Estas condiciones sólo las cumple un núcleo externo que sea líquido metálico y que se mueva. La circulación por el núcleo externo se debería a la rotación terrestre y a las corrientes de convección.
    Para explicar el magnetismo terrestre actualmente se acepta la teoría de la dinamo terrestre. El principio en que se basa es el de la propia dinamo: cuando un conductor eléctrico se mueve en un campo magnético, se genera una corriente eléctrica en el conductor.

     

    Paleomagnetismo.
    Se ha comprobado que los cristales de magnetita (Fe304) y de oligisto (Fe2O3) quedan orientados durante los procesos de enfriamiento y sedimentación respectivamente, de acuerdo con la dirección y sentido magnético de la época en que ocurre el proceso. Estas rocas conservan el magnetismo que existen en el momento de su génesis. Al estudio de este magnetismo que ha quedado fijado en las rocas de épocas pasadas se denomina paleomagnetismo. Se puede realizar sobre muestras orientadas tomadas en el campo, e incluso el asociado a los fondos oceánicos puede medirse desde la superficie del mar, mediante magnetómetros de gran precisión. Los estudios de paleomagnetismo han sido fundamentales para deducir la expansión de los fondos oceánicos y la dinámica litosférica.
    En los últimos 40 años, al hacer estadios paleomagnéticos, especialmente en los fondos oceánicos, se han detectado frecuentes inversiones del campo magnético terrestre a lo largo de la historia de la Tierra. Estas inversiones se realizan tan solo en algunos miles de años, sin que aún se conozca el motivo. En las dinamos industriales, se producen inversiones del campo magnético de forma espontánea y por causas desconocidas.  

    Los periodos más largos con una misma polaridad se denominan crones. Existen crones normales (los que presentan la misma posición actual) y crones inversos.

    Aparte de la información que el magnetismo terrestre nos da para formar una idea global sobre el interior de la Tierra, en la actualidad el magnetismo terrestre se utiliza en Geología aplicada para realizar una prospección magnetométrica fundada en la detección de anomalías magnéticas. Así fueron descubiertos los yacimientos de magnetita de Kiruna (Suecia). Este método no es aplicable a profundidades superiores a 100 km porque los materiales magnetizados pierden sus propiedades al alcanzar la temperatura de Curie a esa profundidad.
    • Estudio de los meteoritos:

    Nos da información indirecta sobre las principales capas que componen nuestro planeta. Su antigüedad sería la misma que la de la Tierra. Existe la hipótesis de que los meteoritos son fragmentos de un planeta desintegrado o, según las ideas dominantes, que no se llegó a formar, que se encuentran entre Marte y Júpiter, y que por su localización y características sería material representativo del que integra a los planetas internos. Suponiendo un origen común para estos planetas, los meteoritos que llegan hasta nosotros serian representativos de los materiales integrantes de dichos planetas. Analizando los meteoritos que se recogen todos los años, se encuentra que pertenecen a tres grandes grupos:

    1. Litometeoritos, con abundantes silicatos y poco hierro nativo. Existiría dos tipos:
      • Acondritos, con composición similar a la del basalto.
      • Condritos, con composición similar a la de la peridotita.

      Constituyen el 95% del total de meteoritos encontrados.

    2. Siderolitos, formados por hierro y silicatos a partes iguales. Forman el 1% de los meteoritos, y tienen una densidad de hasta 5 g/cm3.
    3. Sideritos, con un 98% formado por aleación de Fe-Ni. Constituyen el 4%, y presentan una densidad de hasta 7.5 g/cm3.     

    Estos grupos de meteoritos podrían representar, respectivamente, a la corteza (acondritos), zona intermedia (condritos) y núcleo (sideritos) de dicho planeta teórico (formado o no llegado a formar), pudiendo extrapolar estos datos para el nuestro.

    • Método sísmico

    Las rocas de la corteza pueden comportarse elásticamente, acumulando energía. Después de cierto límite, se fracturan. Parte de la energía se libera en forma de ondas sísmicas y parte en forma de calor.

    Un seísmo o terremoto es una sacudida brusca del terreno. Normalmente se origina por la rotura de materiales terrestres a más o menos profundidad, con la consiguiente liberación de energía, aunque también se puede producir por causas artificiales, tales como explosiones.
    El foco sísmico o hipocentro es el lugar donde se ha producido la liberación brusca de energía. Se pueden producir a una profundidad máxima de 700 km. A partir de él se transmiten las ondas sísmicas en todas direcciones. El punto situado en la superficie en la vertical del foco recibe el nombre de epicentro.


    Los movimientos sísmicos son registrados por unos aparatos llamados sismógrafos. Todos ellos están formados por un péndulo muy pesado (con gran inercia) sujeto a un soporte que está a su vez fuertemente unido al suelo. Mientras el soporte se desplaza al vibrar el terreno, el péndulo queda fijo durante unos instantes debido a su inercia. En una estación existen dos grupos de sismógrafos, uno registra los movimientos horizontales y el otro las vibraciones verticales. Un sismograma es una gráfica formada por un sismógrafo. Se graban sobre una franja de papel que se fija a un tambor giratorio que está sujeto al soporte base del sismógrafo. El mecanismo de inscripción de la gráfica está sujeto al péndulo. En un sismograma ideal se distinguen tres grupos de ondas, dos de débil amplitud que provienen directamente del foco (ondas P y S) y un tercer grupo de ondas con mayor amplitud (ondas largas L que se forman en el epicentro cuando alcanzan este punto las ondas P y S y viajan por la superficie).
     

    La intensidad sísmica es la fuerza con que se siente el sismo en un punto de la superficie terrestre. Mide los daños producidos. Los daños dependen de la naturaleza del sustrato, de la densidad de la población y del tipo de construcción. Se ha medido tradicionalmente con ayuda de escalas cualitativas basadas en los daños causados. Isosistas son lugares con la misma intensidad sísmica.
    Para su medición existen sobre todo dos escalas:

    • Mercalli: es una escala de 12 grados desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos a través de los efectos y daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli. Inicialmente constaba de 10 grados.
    • MSK (Medvedev, Sponheuer y Karnik): equivale a la Mercalli modificada. Los doce grados van desde I en las sacudidas que son casi imperceptibles, hasta XII en el que la destrucción de las estructuras humanas es total e incluso se modifica la topografía del suelo.
     

     

    Los 10 terremotos de mayor magnitud (1900-2010)
    PAIS FECHA MAGNITUD RICHTER UBICACION EPICENTRO
    1.- Chile
    22/05/1960
    9.5 Mw
    38.2° S, 72.6° W
    2.- Alaska
    28/03/1964
    9.2 Mw
    61.1° N, 147.5° W
    3.- Rusia
    04/ 11/1952
    9.0 Mw
    52.7° N, 159.5° E
    4.- Indonesia
    28/12/2004
    9.0 Mw
    3.2° N, 95.7° E
    5.- Chile
    27/02/2010
    8.8 Mw
    35.9° S, 72.7° W
    6.- Ecuador
    31/01/1906
    8.8 Mw
    1.0° N, 81.5° W
    7.- Alaska
    09/03/1957
    8.8 Mw
    51.3° N, 175.8° W
    8.- Islas Kuriles
    06/11/1958
    8.7 Mw
    44.4° N, 148.6° E
    9.- Alaska
    04/02/1965
    8.7 Mw
    51.3° N, 178.6 °E
    10.- Chile
    11/11/1922
    8.5 Mw
    28.5° S, 70.0° W

     



    1.- 1556: Shaanxi, China

    El peor terremoto de todos los tiempos debe ser uno de los que menos se habla, considerando que ocurrió hace cerca de 450 años atrás. Ocurrido en la provincia de Shaanxi, el terremoto de 1556 cobró las vidas de 830,000 personas.

    Los diez terremotos más destructivos de la Historia

    2.- 1976: Tangshan, China

    El número de muertes estimadas son difíciles de establecer. Los reportes iniciales las estiman en cerca de 700 mil. La negativa del gobierno chino para no aceptar ayuda internacional luego del terremoto incrementó el número de víctimas

    3.- 2004: Indonesia

    El 26 de diciembre de 2004, un terremoto de 9.2 de magnitud sacudió el extremo del Océano Índico, liberando una cantidad de energía equivalente a la de 23 mil bombas atómicas. Provocó un tsunami a lo largo del Océano Índico. El número de muertos fue de 227,898.

    4.- 1920: Haiyuan, China

    El 16 de diciembre de 1920, el terremoto de Haiyuan, que alcanzó una magnitud de 7.8 en la escala de Richter, provocó que los ríos cambiaran su curso y deslizamientos desde lo alto de las montañas. Aproximadamente 200 mil personas murieron en el desastre.

    5.- 1923: Kanto, Japón

    El 1 de setiembre de 1923, un terremoto de 7.9 grados en la escala Richter afectó al área metropolitana de Tokyo-Yokohama. Provocó un tsunami con olas de hasta 12 metros. Cerca de 143 mil personas murieron. ..................... ...............................................

    6.- 1948: Turkmenistán

    Un terremoto de 7.3 en la escala Richter provocó la muerte de 110 mil personas

    .




    7.- 2008: Sichuan Province, China


    Cerca de 87 mil personas murieron en el terremoto que afectó a China en 2008. El desastre de 7.9 de magnitud destruyó millones de edificios. Aproximadamente 10 mil niños murieron en las escuelas, atrapados bajo los escombros cuando los edificios colapsaron.

    8.- 2005: Kashmir, Pakistán

    Kashmir, el lugar fronterizo entre la India y Pakistán, fue afectada por un terremoto el 8 de octubre de 2005. Con 7.6 en la escala Ritcher, el sismo mató a 79 mil personas. ............. .................................... ............

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    9.- 1908: Messina, Italia

    El terremoto que sacudió el estrecho de Messina el 28 de diciembre de 1908, tuvo una magnitud de 7.5. Un tsunami posterior envió olas de casi 40 pies. Más de 80 mil personas murieron y docenas de pueblos fueron destruidos. .................. ..............

     

    10.- 1970: Chimbote, Perú

    El terremoto ocurrido en el Perú sacudió el pueblo de Chimbote el 31 de mayo de 1970, con una intensidad de 7.9 en la escala Ritcher. El desastre cobró las vidas de cerca de 70 mil personas y dejó a 800 mil sin hogar. ......................................... .............

     


    La magnitud sísmica es una medida absoluta que indica la energía liberada en el hipocentro. Se mide con la escala de Richter, introducida en 1932, que es una graduación cuantitativa y logarítmica que, de forma indirecta, mide la energía liberada en el hipocentro. Se expresa con un número arábigo, con aproximación hasta las décimas, y se calcula a partir de la amplitud máxima de las ondas (en milímetro) registradas en un sismógrafo de torsión situado a 100 km del epicentro. El hecho de que la escala sea logarítmica implica que el aumento de una unidad en la magnitud supone que la amplitud de las ondas aumenta 10 veces. Por otra parte la escala no tiene límites, siendo la magnitud más alta medida hasta el momento de 9,5 en Chile.
    La magnitud nos indica de una manera objetiva cómo ha sido un terremoto ya que solamente depende de la energía liberada. La intensidad depende de muchos factores tales como la magnitud, la profundidad, el tipo de materiales del subsuelo, el tipo de construcciones, etc.
     


Tras un movimiento sísmico se producen las ondas sísmicas. Existen varios tipos:

  • Las ondas P, longitudinales o primae

Hacen que las partículas vibren en la dirección de la onda sísmica. Son las de mayor velocidad.
Su velocidad se rige por la siguiente fórmula:

siendo:

  • K: el valor recíproco del módulo de compresibilidad (= incompresibilidad). Es la relación entre el esfuerzo y la variación de volumen resultante cuando se comprime o se dilata un cuerpo.
  • µ: módulo de rigidez = relación entre esfuerzo y variación de forma cuando se aplica un esfuerzo de cizalla (tangencial o cortante)
  • D: densidad

Las rocas en profundidad van siendo menos compresibles (más incompresibles) y más rígidas.
Estas ondas se comportan como los sonidos, y su propagación depende, entre otros factores de la compresibilidad del medio, por lo que se les llama ondas de compresión. Como los materiales sólidos, líquidos y gaseosos se pueden comprimir, las ondas P pueden propagarse en toda clase de medios.

  • Las ondas S, transversales o secundae.

Se propagan haciendo vibrar a las partículas en sentido transversal a la dirección del rayo sísmico, y su velocidad se rige por la fórmula:

Siendo:

  • µ: módulo de elasticidad o rigidez
  • D: densidad del medio

El comportamiento de las ondas S depende directamente de la elasticidad del medio. Por esta razón, las ondas S sólo se propagan los sólidos, ya que sólo ellos tienen propiedades elásticas (si un líquido o gas se estira o derrama, no recupera de nuevo su forma)

  • Las ondas superficiales o ondas L (Rayleygh, Love,…)

Se originan en el epicentro a partir de que éste es alcanzado por las P y las S. Son de varias clases, de gran amplitud y son las que provocan las catástrofes. Al desplazarse pro la superficie, su estudio no aporta datos importantes sobre el interior del planeta.
El tiempo que separa la llegada de una onda P de una onda S en una estación determinada permite conocer gráficamente la distancia de esa estación al hipocentro. Esta propiedad se utiliza para localizar seísmos
Las ondas P y S, al igual que la luz, se refractan o reflejan en el límite de dos medios de densidades diferentes, obedeciendo la ley de Snell (o de Descartes):

donde:
i : ángulo de incidencia
r: ángulo de refracción
V1 : velocidad de la onda en el medio 1
V2 : velocidad de la onda en el medio 2

    Se denomina discontinuidad sísmica a aquellas zonas de nuestro planeta donde se produce un cambio en la naturaleza de los materiales, de tal forma que la propagación de las ondas sísmicas (velocidad y dirección,…) se ve afectada por dicho cambio
    La velocidad de las ondas sísmicas es creciente con las distancias recorridas por zonas profundas, de ahí que, simplificando al máximo, se pueda comparar el interior del planeta con un medio de infinitas capas homogéneas de V creciente.
    De acuerdo con lo anterior (V2 > V1) y con la ley de Snell, un rayo con un ángulo incidente i menor que el crítico, será refractado pasando al medio 2 con un ángulo de refracción r que será mayor que i, por lo cual el rayo se desvía de la normal.
     

De esta manera, el rayo incidente se irá refractando cada vez con un ángulo mayor a medida que penetra y atraviesa capas más profundas. Este proceso continuará hasta que el ángulo de incidencia sea mayor que el crítico, en cuyo caso el rayo se desplazará hacia la superficie, mediante refracciones sucesivas.

    • Para determinar el foco de un sismo son necesarios los datos de tres observatorios de los que se conoce la distancia del foco a cada uno de ellos. Esta distancia se deduce mediante el desfase en los tiempos de llagada de las ondas P y S. Utilizando estas distancias como radio, se trazan los respectivos arcos desde cada una de las estaciones, y el lugar donde se cortan nos marca el foco.
    • Para determinar la magnitud de un sismo se utiliza un sismograma del que se puede deducir la distancia del foco al sismógrafo (por el desfase de llegada de ondas P y S), y la máxima amplitud de las ondas. Ambos valores, distancia del hipocentro y amplitud, se llevan a las columnas correspondientes, se unen y el punto de intersección con la columna de magnitud indica el valor de la misma, en este caso 5.
     


EJERCICIOS

Dendrocronología
El método gravimétrico
El método magnético
El método sísmico
Localización de un seísmo
Método de la refracción sísmica