Estructura interna

Artículo principal: Estructura interna de la Tierra.

El interior de la Tierra, al igual que el de los otros planetas terrestres, está dividido en capas según su composición química o sus propiedades físicas (reológicas), pero a diferencia de los otros planetas terrestres, tiene un núcleo interno y externo distintos. Su capa externa es una corteza de silicato sólido, químicamente diferenciado, bajo la cual se encuentra un manto sólido de alta viscosidad. La corteza está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovičić, variando el espesor de la misma desde un promedio de 6 km en los océanos a entre 30 y 50 km en los continentes. La corteza y la parte superior fría y rígida del manto superior se conocen comúnmente como la litosfera, y es de la litosfera de lo que están compuestas las placas tectónicas. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, una capa de relativamente baja viscosidad sobre la que flota la litosfera. Dentro del manto, entre los 410 y 660 km bajo la superficie, se producen importantes cambios en la estructura cristalina. Estos cambios generan una zona de transición que separa la parte superior e inferior del manto. Bajo el manto se encuentra un núcleo externo líquido de viscosidad extremadamente baja, descansando sobre un núcleo interno sólido.72 El núcleo interno puede girar con una velocidad angular ligeramente superior que el resto del planeta, avanzando de 0.1 a 0.5° por año.73

Capas geológicas de la Tierra74

Corte de la Tierra desde el núcleo hasta la exosfera (no está a escala).

Profundidad75km

Componentes de las capas

Densidadg/cm3

0–60

Litosferanota 8

—

0–35

Cortezanota 9

2.2–2.9

35–60

Manto superior

3.4–4.4

  35–2890

Manto

3.4–5.6

100–700

Astenosfera

—

2890–5100

Núcleo externo

9.9–12.2

5100–6378

Núcleo interno

12.8–13.1

Calor:Deleted¬¬

Placas tectónicas

Placas tectónicas de la Tierra84

Nombre de la placa

Área106 km2

     Placa Africananota 10

78.0 Naranja

     Placa Antártica

60.9 Azul

          Placa Indoaustraliana

47.2 Red-Naranja claro

     Placa Euroasiática

67.8 Verde

     Placa Norteamericana

75.9 Brown?

     Placa Sudamericana

43.6 Morado

     Placa Pacífica

103.3 Amarillo?

Artículo principal: Tectónica de placas.

La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está fragmentada en piezas llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos rígidos que se mueven en relación uno con otro siguiendo uno de estos tres patrones: bordes convergentes, en el que dos placas se aproximan; bordes divergentes, en el que dos placas se separan, y bordes transformantes, en el que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de placa se producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación de fosas oceánicas.85 Las placas tectónicas se deslizan sobre la parte superior de la astenosfera, la sólida pero menos viscosa sección superior del manto, que puede fluir y moverse junto con las placas,86 y cuyo movimiento está fuertemente asociado a los patrones de convección dentro del manto terrestre.

A medida que las placas tectónicas migran a través del planeta, el fondo oceánico se subduce bajo los bordes de las placas en los límites convergentes. Al mismo tiempo, el afloramiento de material del manto en los límites divergentes crea las dorsales oceánicas. La combinación de estos procesos recicla continuamente la corteza oceánica nuevamente en el manto. Debido a este proceso de reciclaje, la mayor parte del suelo marino tiene menos de 100 millones de años de edad. La corteza oceánica más antigua se encuentra en el Pacífico Occidental, y tiene una edad estimada de unos 200 millones de años.87 88 En comparación, la corteza continental más antigua registrada tiene 4030 millones de años de edad.89

Las 7 placas más grandes son la Pacífica, Norteamericana, Euroasiática, Africana Antártica, Indoaustraliana y Sudamericana. Otras placas notables son la Placa Índica, la Placa Arábiga, la Placa del Caribe, la Placa de Nazca en la costa occidental de América del Sur, y la Placa Escocesa en el sur del Océano Atlántico. La placa de Australia se fusionó con la placa de la India hace entre 50 y 55 millones de años. Las placas con movimiento más rápido son las placas oceánicas, con la Placa de Cocos avanzando a una velocidad de 75 mm/año90 y la Placa del Pacífico moviéndose 52–69 mm/año. En el otro extremo, la placa con movimiento más lento es la placa eurasiática, que avanza a una velocidad típica de aproximadamente 21 mm/año.91

Superficie

Histograma de elevación de la corteza terrestre.

Artículos principales: Accidente geográfico y Anexo:Puntos extremos del mundo.

El relieve de la Tierra varía enormemente de un lugar a otro. Cerca del 70.8%92 de la superficie está cubierta por agua, con gran parte de la plataforma continental por debajo del nivel del mar. La superficie sumergida tiene características montañosas, incluyendo un sistema de dorsales oceánicas, así como volcanes submarinos,61 fosas oceánicas, cañones submarinos, mesetas y llanuras abisales. El restante 29.2% no cubierto por el agua se compone de montañas, desiertos, llanuras, mesetas y otras geomorfologías.

La superficie del planeta se moldea a lo largo de períodos de tiempo geológicos, debido a la erosión tectónica. Las características de esta superficie formada o deformada mediante la tectónica de placas están sujetas a una constante erosión a causa de las precipitaciones, los ciclos térmicos y los efectos químicos. La glaciación, la erosión costera, la acumulación de los arrecifes de coral y los grandes impactos de meteoritos93 también actúan para remodelar el paisaje.

Altimetría y batimetría actual. Datos del Modelo Digital de Terreno del National Geophysical Data Center de EE. UU.

La corteza continental se compone de material de menor densidad, como las rocas ígneas, el granito y la andesita. Menos común es el basalto, una densa roca volcánica que es el componente principal de los fondos oceánicos.94 Las rocas sedimentarias se forman por la acumulación de sedimentos compactados. Casi el 75% de la superficie continental está cubierta por rocas sedimentarias, a pesar de que estas sólo forman un 5% de la corteza.95 El tercer material rocoso más abundante en la Tierra son las rocas metamórficas, creadas a partir de la transformación de tipos de roca ya existentes mediante altas presiones, altas temperaturas, o ambas. Los minerales de silicato más abundantes en la superficie de la Tierra incluyen el cuarzo, los feldespatos, el anfíbol, la mica, el piroxeno y el olivino.96 Los minerales de carbonato más comunes son la calcita (que se encuentra en piedra caliza) y la dolomita.97

La pedosfera es la capa más externa de la Tierra. Está compuesta de tierra y está sujeta a los procesos de formación del suelo. Existe en el encuentro entre la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Actualmente el 13.31% del total de la superficie terrestre es tierra cultivable, y sólo el 4.71% soporta cultivos permanentes.7 Cerca del 40% de la superficie emergida se utiliza actualmente como tierras de cultivo y pastizales, estimándose un total de 1.3×107 km2 para tierras de cultivo y 3.4×107 km2 para tierras de pastoreo.98

La elevación de la superficie terrestre varía entre el punto más bajo de -418 m en el Mar Muerto a una altitud máxima, estimada en 2005, de 8848 m en la cima del Monte Everest. La altura media de la tierra sobre el nivel del mar es de 840 m.99

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Placa tectónica

Una placa tectónica o placa litosférica es un fragmento de litosfera que se mueve como bloque rígido sin que ocurra deformación interna sobre la astenósfera (manto exterior o superior) de la Tierra. La palabra tectónica deriva del griego antiguo τέκτων, τέκτωνος: nominativo y genitivo de singular de constructor, carpintero, y del sufijo ικα: relativo a.1

La Tectónica de placas es una teoría que explica la estructura y la dinámica de la superficie terrestre. Establece que la litosfera (la porción superior más fría y rígida de la Tierra) está fragmentada en una serie de placas que se desplazan sobre la astenósfera.[cita requerida] Esta teoría también describe el movimiento de las placas, sus direcciones e interacciones. La litosfera terrestre está dividida en placas grandes y en placas menores o microplacas. En los bordes de las placas se concentra actividad sísmica, volcánica y tectónica. Esto da lugar a la formación de grandes cadenas y cuencas.

La Tierra es el único planeta del sistema solar con placas tectónicas activas, aunque hay evidencias de que en tiempos remotos Marte, Venus y alguno de los satélites galileanos, como Europa, fueron tectónicamente activos.

Índice

· 1 Descubrimiento

· 2 Tipos de placas

· 3 Placas tectónicas del mundo

· 4 Límites de placa

· 5 Bordes de placa

Descubrimiento

Aunque la teoría de la tectónica de placas fue formalmente establecida en los «años 1960 y en «los 1970», en realidad es producto de más de dos siglos de observaciones geológicas y geofísicas. En el siglo XIX se observó que en el pasado remoto de la Tierra existieron numerosas cuencas sedimentarias, con espesores estratigráficos de hasta diez veces los observados en el interior de los continentes, y que –posteriormente– procesos desconocidos las deformaron y originaron cordilleras: sucesiones montañosas de enormes dimensiones que pueden incluir sierras paralelas.

A estas cuencas se les denominó geosinclinales, y al proceso de deformación, orogénesis. Otro descubrimiento del siglo XIX fue la documentación de una cadena montañosa o dorsal en medio del Océano Atlántico, que observaciones posteriores mostraron que se extendía formando una red continua por todos los océanos.

Un avance significativo en el problema de la formación de los geosinclinales y sus orogenias ocurrió entre 1908 y 1912, cuando Alfred Wegener hipotetizó que las masas continentales estaban en movimiento y que se habían fragmentado de un supercontinente que denominó Pangea. Tales movimientos habrían deformado los sedimentos geosinclinales acumulados en sus bordes y originado nuevas cadenas montañosas.

Wegener creía que los continentes se deslizaban sobre la superficie de la corteza terrestre bajo los océanos como un bloque de madera sobre una mesa, y que esto se debía a las fuerzas de marea producidas por la deriva de los polos. Sin embargo, pronto se demostró que estas fuerzas son del orden de una diezmillonésima a una centésima de millonésima de la fuerza gravitatoria, lo cual hacía imposible plegar y levantar las masas de las cordilleras.

Mediante la teoría de la Tectónica de placas se explicó finalmente que todos estos fenómenos (deriva continental, formación de cordilleras continentales y submarinas) son manifestaciones de procesos de liberación del calor del interior de la Tierra. Hay cuatro procesos a los que se debe dicho calor:

· 1) El más importante es la desintegración de los elementos radiactivos existentes en el manto terrestre, que fundamentalmente son: 40K (potasio 40), 238U (uranio 238), 235U (uranio 235) y 232Th (torio 232).

· 2) Los residuos del calor original que la Tierra ha adquirido durante su génesis.

· 3) Calor debido al roce por la gravedad, que propicia el desplazamiento de los elementos pesados hacia el centro, y de los ligeros hacia arriba. Al hacerlo, la fricción genera calor.

· 4) Al enfriarse, el núcleo incrementa su tamaño. Un fenómeno similar ocurre por enfriamiento del agua, que al hacerlo desprende calor.2

Tipos de placas

Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, según la clase de corteza que forma la superficie. Hay dos clases de corteza: la oceánica y la continental.

· Placas oceánicas. Están cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada, de composición básica: hierro y magnesio dominantes. Aparecen sumergidas en toda su extensión, salvo por existencia de edificios volcánicos intraplaca, de los cuales los destacados por altos aparecen emergidos, o por arcos insulares (de islas) en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se ubican en el Pacífico: la del Pacífico, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la Placa Filipina.

· Placas mixtas. Son placas parcialmente cubiertas por corteza continental y así mismo en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas es de estas características. Para que una placa sea íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y de colisión de fragmentos continentales. Así pueden interpretarse algunas subplacas que constituyen los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana y la placa Euroasiática.

Placas tectónicas del mundo

Principales placas tectónicas.

· Placas principales :

· Placa Sudamericana | Placa Norteamericana | Placa Euroasiática | Placa Indoaustraliana | Placa Africana | Placa Antártica | Placa Pacífica

· Placas secundarias:

· Placa de Cocos | Placa de Nazca | Placa Filipina | Placa Arábiga | Placa Scotia | Placa Juan de Fuca | Placa del Caribe

· Otras placas:

· Placa de Ojotsk | Placa Amuria | Placa del Explorador | Placa de Gorda | Placa Somalí | Placa de la Sonda

· Microplacas:

· Placa de Birmania | Placa Yangtze | Placa de Timor | Placa Cabeza de Pájaro | Placa de Panamá | Placa de Rivera | Placa de Pascua | Placa de Juan Fernández | Placa de Chiloé

· Placas antiguas :

· Placa de Kula | Placa de Farallón

Límites de placa

Las placas limitan entre sí por tres tipos de situaciones:

Topografía de las dorsales que revela su estructura simétrica.

1. Límites divergentes: corresponden al medio oceánico que, de manera discontinua, se extiende a lo largo del eje de las dorsales. La longitud de estas dorsales es de unos 65 000 km. La parte central de la dorsal está constituida por un amplio surco denominado valle de rift: elongación formada por depresión de un bloque cortical entre dos fallas o zonas de falla de rumbo más o menos paralelos,3 por el cual desde el manto asciende magma y provoca actividad volcánica lenta y constante.

2. Límites convergentes: donde dos placas se encuentran. Hay dos casos muy distintos:

1. Subducción: una de las placas se pliega un ángulo pequeño, hacia el interior de la Tierra, y se introduce bajo la otra. El límite está marcado por una fosa oceánica o fosa abisal, una estrecha zanja, cuyos flancos pertenecen a una placa distinta. Hay dos variantes, según la naturaleza de la litosfera en la placa que recibe la subducción: a) de tipo continental, como ocurre en la subducción de la placa de Nazca con respecto a la Cordillera de los Andes; b) de litosfera oceánica, donde se desarrollan edificios volcánicos en arcos insulares. Las fosas oceánicas y los límites que marcan son curvilíneos, de gran amplitud, como la sección de un plano inclinado, el plano de subducción con la superficie.

2. Colisión: se originan cuando la convergencia facilitada por la subducción provoca aproximación de dos masas continentales. Al final las dos masas chocan, y con los materiales continentales de la placa que subduce emerge un orógeno de colisión, que tiende a ascender sobre la otra placa. Así se originaron cordilleras mayores, como el Himalaya y los Alpes.

3. Límites de fricción: denominación la separación de dos placas por un tramo de falla transformante. Las fallas de esta índole intersecan transversalmente las dorsales y les permiten desarrollar un trayecto sinuoso a pesar de que su estructura interna requeriría rectas. Topográficamente las fallas transformantes aparecen como estrechos valles rectos asimétricos en el fondo oceánico. Sólo una parte del medio de cada falla es propiamente límite entre placas. Los dos extremos se proyectan dentro de una placa.

Bordes de placa

Mapa de densidad de terremotos. Se observa la concentración de sismos en bordes de placa.

Las zonas de las placas contiguas a los límites —los bordes de placa— son las regiones de mayor actividad geológica interna del planeta. En ellas se concentran:

· Vulcanismo: la mayor parte del vulcanismo activo se genera en el eje de las dorsales, en los límites divergentes. Por ser submarino y de tipo fluidal, poco violento, pasa muy desapercibido. Detrás se ubican las regiones contiguas a las fosas por el lado de la placa que no subduce.

· Orogénesis: es decir, surgimiento de montañas. Es simultánea a la convergencia de placas, en dos ámbitos: a) donde ocurre subducción se levantan arcos volcánicos y cordilleras, como los Andes, ricas en volcanes; b) en los límites de colisión el vulcanismo es escaso o nulo, y la sismicidad es particularmente intensa.

· Sismicidad: Suceden algunos terremotos intraplaca, en fracturas en regiones centrales y generalmente estables de las placas, pero la inmensa mayoría se origina en bordes de placa. Las circunstancias del clima y de la historia han hecho concentrarse buena parte de la población mundial en regiones continentales sumamente sísmicas, las que forman los cinturones orogenéticos, junto a límites convergentes. Algunos terremotos importantes, como el de San Francisco de 1906, se generan en límites de fricción. Los sismos importantes de las dorsales se producen donde las fallas transformantes actúan como límites entre placas.

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Bordes convergentes

(Redirigido desde «Bordes convergentes»)

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Borde convergente (convergencia oceánica-continental).

Un borde convergente o destructivo es el borde de choque entre dos placas tectónicas. Cuando en el borde convergente una de las placas de la litosfera se hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto se habla de termorización. Este tipo de bordes lleva a la formación de cordilleras y está asociado con zonas de actividad volcánica y sísmica originadas por la fricción de las dos placas (litósfera, manto).(Ganzines)

Índice

· 1 Tipos de bordes convergentes

· 1.1 Convergencia oceánica-continental

· 1.2 Convergencia oceánica-oceánica

· 1.3 Convergencia continental-continental

Tipos de bordes convergentes

Convergencia oceánica-oceánica. 1.- Corteza oceánica; 2.- Litosfera; 3.- Astenosfera; 4.- Corteza continental; 5.- Fosa oceánica; 6.- Arco de islas volcánicas.

Según el tipo de placa implicado, se pueden distinguir tres clases de bordes convergentes:1

Convergencia oceánica-continental

Una placa con corteza oceánica colisiona con una placa con corteza continental la cual, al ser más ligera, "flota" sobre la oceánica que se hunde (subduce) en el manto. Al alcanzar una profundidad de unos 100 km se desencadena la fusión parcial, que origina un flujo ascendente de magma (roca fundida) que origina plutones y volcanes que crecen sobre el continente. Se forman así arcos volcánicos continentales y grandes fosas oceánicas, ambos paralelos a la costa. El punto de intersección de las dos placas se llama zona de subducción y allí se forma una fosa oceánica donde se van acumulando sedimentos en una estructura llamada prisma de acreción.

Este tipo de borde convergente es el que se da en la costa pacífica de América del Sur, donde la Placa de Nazca, totalmente oceánica, deriva hacia el este y colisiona con la Placa Sudamericana que deriva hacia el oeste; el magma ascendente ha formado la Cordillera de los Andes, con cientos de volcanes activos y una intensa actividad sísmica.

Convergencia oceánica-oceánica

Dos placas con corteza oceánica colisionan. Una placa subduce bajo la otra iniciándose la fusión y la actividad volcánica como el la convergencia oceánica-continental; los volcanes crecen desde el fondo oceánico originando cadenas de edificios volcánicos que emergen como islas, conocidas como arco de islas volcánicas. Estos arcos están situados a 100-300 km de la fosa submarina que se forma en el punto de subducción. Son ejemplos de archipiélagos originados así las Aleutianas, las islas Marianas, Tonga, Japón y las islas de la Sonda, y las fosas asociadas a ellos.

Convergencia continental-continental

Cuando una placa oceánica en subducción contiene también litosfera continental, la subducción continuada acabará uniendo los dos bloques continentales que, dado que ambos flotan en la astenosfera, colisionarán. Ello pliega y deforma los sedimentos acumulados a lo largo del margen continental originando una nueva cordillera compuesta por rocas sedimentarias y metamorfizadas.

Este tipo de fenómeno se produjo cuando la India "embistió" Asia y produjo la elevación de la cordillera del Himalaya. Otros sistemas montañosos importantes, como los Pirineos, los Alpes y los Urales también se originaron durante colisiones continentales.

como por ejemplo : japón , está formado por un arco de islas que se originaron en un proceso de subducción en un límite de convergencia.

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Borde divergente

Estructura de un borde divergente

En tectónica de placas un borde o límite divergente es el límite que existe entre dos placas tectónicas que se separan. Conforme las placas se alejan entre sí, nuevo material asciende desde el manto, en el interior de la Tierra, creando nueva corteza y litosfera, por lo que también recibe el nombre de borde constructivo.

Características

Fisiográficamente, los bordes divergentes corresponden con grandes cadenas montañosas submarinas denominadas dorsales mesoceánicas, con longitudes mayores a 5.000 km. De hecho, son las cadenas montañosas más largas de la Tierra. En su parte central son cortadas longitudinalmente por numerosas fallas normales formando grabenes, lo que da lugar a una depresión en la cresta del sistema denominada zona rift. Justo por debajo de ésta, la corteza terrestre alcanza los espesores más bajos conocidos (unos 5 km), lo que contrasta con el espesor en el interior de los continentes que llega a alcanzar los 80 km.

Otra de las características fisiográficas de los límites divergentes es que no son continuos. Están formados por segmentos cortados por fallas perpendiculares al eje de las dorsales. Estas fallas se les denomina fallas transformantes (ver más abajo).

En la zona de rift de las dorsales es común observar actividad volcánica de tipo fisural, es decir, el magma se inyecta a la largo de fracturas o fisuras sin formar conos volcánicos. También se registran numerosos terremotos. Sin embargo, estos son de baja magnitud dado lo delgado de la corteza oceánica en la zona de rift.

La mayor parte de los límites divergentes se hallan bajo el mar y dan lugar a dorsales oceánicas. Existe, no obstante, un límite divergente en el este de África que está literalmente partiendo en dos dicho continente; se extiende desde Mozambique hasta Etiopía (Gran Valle del Rift), se continua en el Mar Rojo y llega hasta el valle del Río Jordán y el Mar Muerto en Oriente Próximo.

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Falla transformante

(Redirigido desde «Bordes transformantes»)

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Fallas transformantes (líneas rojas).

Falla transformante o borde transformante es el borde de desplazamiento lateral de una placa tectónica respecto a la otra. Su presencia es notable gracias a las discontinuidades del terreno.

Este tipo de fallas conecta las dorsales mesoceánicas, otras simplemente acomodan el desplazamiento entre placas continentales que se mueven en sentido horizontal. La falla transformante más conocida es la Falla de San Andrés, en California (EE. UU.).

La falla o borde transformante se produce en los bordes pasivos de una placa tectónica y se caracteriza por ser una falla de desplazamiento horizontal, donde las placas se desplazan una al lado de la otra debido a la expansión del suelo oceánico sin producir ni destruir litosfera (ver imagen a la derecha).

Estas fallas conectarían los cinturones activos globales en una red continua que divide la superficie externa de la Tierra en varias placas rígidas, por lo tanto la Tierra se compone de placas individuales y es a lo largo de las fallas transformantes donde es posible el movimiento relativo entre ellas.

La mayoría de las fallas transformantes une dos segmentos de una dorsal oceánica. Además a través de las fallas transformantes la corteza oceánica creada en las dorsales puede ser transportada a una zona de destrucción, esto es las fosas submarinas.

Existen otros dos tipos de bordes: los bordes convergentes y los bordes divergentes.

Un borde convergente tiene un movimiento contrario al borde divergente, es decir, en este caso las placas tectónicas chocan por lo que lleva la actividad volcánica asociada y la creación de relieve.

Un borde divergente tiene un movimiento contrario al borde convergente, es decir, en este caso las placas tectónicas se separan por lo que provocan el ascenso de material desde el manto creando nuevo suelo.

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Falla

Falla. Note el desplazamiento vertical (hacia arriba) del bloque de la derecha

En geología, una falla es una discontinuidad que se forma por fractura en las rocas de la corteza terrestre, a lo largo de la cual ha habido movimiento de uno de los lados respecto del otro. Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos actuantes en la corteza. La zona de ruptura tiene una superficie generalmente bien definida denominada plano de falla. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos fundamentales en la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud.

Índice

· 1 Elementos de una falla

· 2 Clasificación de fallas

· 3 Rasgos morfológicos de fallas en la superficie terrestre

· 4 Fallas activas e inactivas

· 5 Asociaciones de fallas

· 6 Fallas notables

Elementos de una falla

· Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Este plano puede tener cualquier orientación (vertical, horizontal, o inclinado). La orientación se describe en función del rumbo (ángulo entre el rumbo Norte y la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y el buzamiento o manteo (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el plano vertical perpendicular al rumbo de la falla).

· Bloques de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya por encima del plano de falla se denomina bloque colgante o levantado y al que se encuentra por debajo, bloque yaciente o hundido.

· Desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro.

Clasificación de fallas

Tipos fundamentales de fallas: a) Falla inversa b) Falla normal c) Falla de rumbo

Falla inversa.

Desde el punto de vista relativo al desplazamiento de las fallas, las mismas se clasifican en:

· Falla de rumbo: cuando el desplazamiento es paralelo al rumbo de la falla.

· Falla dip-slip : cuando el desplazamiento es paralelo a la dirección en que la falla buza o mantea.

· Falla oblicua: cuando el desplazamiento es oblicuo tanto al rumbo como a la dirección de buzamiento.

Las fallas de rumbo se clasifican, según el sentido de movimiento de los bloques (referenciado a la posición de un observador situado sobre un bloque), como sinistrales cuando el bloque opuesto al que ocupa el observador se mueve a la izquierda; y dextrales cuando el bloque se mueve a la derecha. Las fallas dip-slip se clasifican como normales cuando el bloque colgante se desplaza hacia abajo relativo al bloque yaciente; e inversas (también corrimientos o cabalgamientos) cuando el bloque colgante se mueve hacia arriba respecto del yaciente. Las fallas oblicuas se describen simplemente como una combinación de la terminología de las anteriores, por ejemplo falla sinistral-inversa, dextral-normal, etc.

Rasgos morfológicos de fallas en la superficie terrestre

Un pequeño afluente del río San Juan, a su vez afluente del río Guárico en Venezuela, perteneciente a la cuenca del Orinoco, se desprende de la vertiente meridional de la Serranía del Interior en una zona fallada que muestra varias facetas triangulares a ambos lados.

Las siguientes características suelen ser útiles para identificar fallas en el terreno:

· Salto o escarpa de falla: es el rasgo morfológico producido en la superficie terrestre debido al desplazamiento reciente (hasta algunos miles de años) en un plano de falla. Constituyen morfologías rectilíneas a través de las cuales la topografía aumenta abruptamente

· Facetas triangulares: son escarpas que, debido a procesos erosivos, muestran en aspecto triangular, de aquí su nombre. La forma triangular se debe a la intersección de cárcavas o valles profundos con el plano rectilíneo de una escarpa de falla.

Fallas activas e inactivas

Una falla es activa cuando ha tenido actividad (desplazamientos) durante el Cuaternario, es decir durante los últimos 1,8 millones de años. Las fallas activas se reconocen por los terremotos asociados, y en algunos casos se hacen evidentes al manifestarse con rupturas en superficie. Las fallas activas pueden ser sísmicas o asísmicas. En el primer caso el desplazamiento a lo largo de segmentos del plano de falla se produce de forma esporádica, debido a la aplicación de esfuerzos tectónicos en las inmediaciones de la falla, que produce la deformación elástica de las rocas en ese entorno. Cuando la resistencia al corte de las rocas es superada por la magnitud de los esfuerzos, se produce la ruptura y desplazamiento a lo largo de la falla. El desplazamiento repentino da lugar a un sismo. Luego de un sismo se suceden periodos de menor o nula actividad, en que las rocas comienzan a acumular esfuerzos nuevamente. Las fallas asísmicas, por otro lado, se dan cuando los esfuerzos son liberados de forma permanente por procesos como el reptaje (creep), o mediante pequeñas rupturas sucesivas que ocasionan sismos de muy baja magnitud y poco espaciados en el tiempo.

Cuando se analiza el desplazamiento de las fallas en el tiempo geológico (miles a millones de años), independientemente de si las fallas son sísimicas o asísmicas, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos centímetros por año.

Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrés en el sur y centro de California en EUA, el cual ha generado los terremotos de San Francisco (M=8,2, en la escala de Richter) en 1905, Los Ángeles (M=6,5) en 1993 y recientemente Hector Mine (M=7) en 1999 y San Luis Obispo (M=6,2) en 2004. La fallas de la parte central del sistema San Andrés, por otra parte, se deslizan asísmicamente.

Las fallas inactivas son aquellas originadas en el pasado geológico, y que no han manifestado actividad "reciente" (cuaternaria). En la actualidad se reconocen sólo como estructuras fósiles (ver figura arriba). Estas no representan ningún peligro sísmico para poblaciones cercanas.

Asociaciones de fallas

Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras:

· Fallas escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos.

· Escamas tectónicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos.

· Pilar tectónico: conjunto de fallas normales que forman una estructura convexa.

· Cadena cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa.

· Fosa tectónica (graben): conjunto de fallas normales que forman una estructura cóncava.

· Macizo tectónico (horst): asociación de pilares tectónicos y fosas tectónicas, alternativamente.

· Manto de corrimiento: pliegue recumbente en el que se ha llegado a producir una falla entre el flanco superior y el inferior, de modo que aquel se desplaza sobre éste.

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Litosfera

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Subducción entre placas litosféricas. Nótese que la litosfera incluye la corteza terrestre.

La litosfera o litósfera1 (del griego λίθος, litos, ‘piedra’ y σφαίρα, sphaíra, ‘esfera’) es la capa sólida superficial de la Tierra, caracterizada por su rigidez.2 Está formada por la corteza terrestre y por la zona contigua, la más externa, del manto residual, y «flota» sobre la astenósfera, una capa «blanda» que forma parte del manto superior.3 La litosfera suele tener un espesor aproximado de 50 a 300 km,2 siendo su límite superior la superficie terrestre.4 El límite inferior varía dependiendo de la definición de litósfera que se ocupe.4

La litosfera está fragmentada en una serie de placas tectónicas o litosféricas, en cuyos bordes se concentran los fenómenos geológicos endógenos, como el magmatismo (incluido el vulcanismo), la sismicidad o la orogénesis.5 6

Índice

· 1 Definiciones prácticas

Definiciones prácticas

En la práctica no es fácil establecer un espesor concreto para la litósfera.4 Se aplican distintas aproximaciones a:

· Litosfera térmica: Bajo este concepto la litosfera constituye la parte del manto donde la conducción de calor predomina sobre la convección de calor, caso opuesto de lo que ocurre en la parte del manto que subyace la litósfera.7 En este sentido la base de la litosfera se puede definir según la intersección de una proyección del gradiente geotérmico con: a) alguna temperatura predefinida, b) cierta fracción de la temperatura de ambiente o c) cierta fracción del sólidus del manto.7 Otro método más simple define dicho límite según la superficie de una isoterma.7

· Litosfera sísmica: La base de la litosfera se caracteriza por una reducción en la velocidad de propagación de las ondas S y una elevada atenuación de las ondas P. Esta definición tiene la ventaja que es fácilmente detectable a través de estudios sismológicos.

· Litosfera elástica: Se llama litosfera flexural o elástica como la capa superior de la Tierra que se mueve con las placas tectónicas.8 Según esta definición la litosfera se defina como rígida y con movimiento mecánico coherente.8

Las litosferas térmica y sísmica tienen espesores equivalentes. En general, el espesor de la litosfera elástica es mayor a los otros dos.

Discontinuidad de Mohorovičić

La discontinuidad de Mohorovičić se marca con la letra A.

La discontinuidad de Mohorovicic, a veces llamada simplemente "moho", es una zona de transición entre la corteza y el manto terrestre. Se sitúa a una profundidad media de unos 35 km, pudiendo encontrarse a 70 km de profundidad bajo los continentes o a tan solo 10 km bajo los océanos. Se pone de relieve cuando las ondas sísmicas P y S aumentan bruscamente su velocidad. Constituye la superficie de separación entre los materiales rocosos menos densos de la corteza, formada fundamentalmente por silicatos de aluminio, calcio, sodio y potasio, y los materiales rocosos más densos del manto, constituido por silicatos de hierro y magnesio.

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Onda sísmica

Las ondas sísmicas son un tipo de onda elástica consistentes en la propagación de perturbaciones temporales del campo de tensiones que generan pequeños movimientos en un medio.

Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente como por ejemplo el uso de explosivos o camiones (vibroseis). La sísmica es la rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales por ejemplo la exploración del petróleo.

Índice

· 1 Tipos de ondas sísmicas

· 1.1 Ondas internas

· 1.1.1 Ondas P /1.1.1.1 Ondas P de segunda especie

· 1.1.2 Ondas S

· 1.2 Ondas Superficiales /1.2.1 Oscilaciones libres/1.2.2 Ondas de Love/1.2.3 Ondas de Rayleigh

· 2 Utilidades de las Ondas Sísmica

· 4 Sismógrafos

Tipos de ondas sísmicas

Ondas internas y de superficie

Hay dos tipos de ondas sísmicas: las ondas internas (o de cuerpo) y las ondas superficiales. Existen otros modos de propagación de las ondas distintos a los que se describen en este artículo, pero son de importancia relativamente menor para las ondas producidas por la tierra, a pesar de que son importantes en el caso de la astrosismología, especialmente en la heliosismología.

Ondas internas

Las ondas internas viajan a través del interior. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composición del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refracción de ondas de luz. Las ondas internas transmiten los temblores preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas internas son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).

Ondas P

Onda P plana longitudinal.

Las ondas P (primarias o primae del verbo griego) son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material líquido o sólido. Velocidades típicas son 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.

En un medio isótropo y homogéneo la velocidad de propagación de las ondas P es:

donde K es el módulo de incompresibilidad, es el módulo de corte o rigidez y la densidad del material a través del cual se propaga la onda mecánica. De estos tres parámetros, la densidad es la que presenta menor variación por lo que la velocidad está principalmente determinada por K y μ.

Ondas P de segunda especie

De acuerdo a la teoría de Biot, en el caso de medios porosos saturados por un fluido, las perturbaciones sísmicas se propagarán en forma de una onda rotacional (Onda S) y dos compresionales. Las dos ondas compresionales se suelen denominar como ondas P de primera y segunda especie. Las ondas de presión de primera especie corresponden a un movimiento del fluido y del sólido en fase, mientras que para las ondas de segunda especie el movimiento del sólido y del fluido se produce fuera de fase. Biot demuestra que las ondas de segunda especie se propagan a velocidades menores que las de primera especie, por lo que se las suele denominar ondas lenta y rápida de Biot, respectivamente. Las ondas lentas son de naturaleza disipativa y su amplitud decae rápidamente con la distancia hacia la fuente.1

Ondas S

No se puede mostrar la img. ¬¬

Onda de corte Plana.

Las ondas S (secundarias o secundae) son ondas en las cuales el desplazamiento es transversal a la dirección de propagación. Su velocidad es menor que la de las ondas primarias. Debido a ello, éstas aparecen en el terreno algo después que las primeras. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el movimiento sísmico y las que producen la mayor parte de los daños. Sólo se trasladan a través de elementos sólidos.

La velocidad de propagación de las ondas S en medios isótropos y homogéneos depende del módulo de corte y de la densidad del material.

Ondas Superficiales

Cuando las ondas internas llegan a la superficie, se generan las ondas L (longae), que se propagan por la superficie de discontinuidad de la interfase de la superficie terrestre (tierra-aire y tierra-agua). Son las causantes de los daños producidos por los sismos en las construcciones. Estas ondas son las que poseen menor velocidad de propagación a comparación de las otras dos.

Oscilaciones libres

Se producen únicamente mediante terremotos muy fuertes o de gran intensidad y pueden definirse como vibraciones de la Tierra en su totalidad. 2

Ondas de Love

Las ondas de Love son ondas superficiales que producen un movimiento horizontal de corte en superficie. Se denominan así en honor al matemático neocelandés A.E.H. Love quien desarrolló un modelo matemático de estas ondas en 1911. La velocidad de las ondas Love es un 90% de la velocidad de las ondas S y es ligeramente superior a la velocidad de las ondas Rayleigh. Estas ondas solo se propagan por las superficies.

Ondas de Rayleigh

Artículo principal: Ondas de Rayleigh.

Las ondas Rayleigh, también denominadas ground roll, son ondas superficiales que producen un movimiento elíptico retrógrado del suelo. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt, Lord Rayleigh, en 1885. Son ondas más lentas que las ondas internas y su velocidad de propagación es casi un 70% de la velocidad de las ondas S.

Utilidades de las Ondas Sísmica

Las ondas sísmicas se utilizan en la exploración petrolera y son generadas de diferentes formas:

1. Minisismos generados por dinamita colocada en un pozo creado que pueden variar solo unas decenas de metros de profundidad.

2. Minisismos generados con un cable explosivo llamado geoflex.

3. Minisismos generados por vehículos llamados vibradores, éstos son vehículos de varias toneladas de peso que tienen una plataforma de unos 3 por 4 metros de área, y con un sistema electrónico, eléctrico y mecánico-hidráulico.

Referencias

1. ↑ Biot, M. A. (1962). «Mechanics of Deformation and Acoustic Propagation in Porous Media». Journal of Applied Physics 33 (4).

2. ↑ .

Sismógrafos

(seismos = sacudida;graph = escribir)son instrumentos que registran las ondas sísmicas, no son muy diferentes de los instrumentos utilizados por los antiguos chinos. Estos dispositivos tienen una masa suspendida libremente de un soporte fija al terreno. Cuando la vibración de un terremoto lejano alcanza el instrumento, la inercia (iners = perezoso) de la masa suspendida la mantiene relativamente estacionaria, mientras que la Tierra con respecto a la masa estacionaria se registra en un tambor giratorio o una cinta magnética.

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ESCALAS DE MAGNITUD E INTENSIDAD

Introducción

    Las escalas de magnitud e intensidad se utilizan para cuantificar o medir los temblores. La escala de magnitud está relacionada con la energía liberada; la intensidad, con los daños producidos por el sismo. Ambas escalas son necesarias puesto que miden aspectos diferentes de la ocurrencia de un temblor. Así, la escala de magnitud está relacionada con el proceso físico mismo, mientras que la intensidad lo está con el impacto del evento en la población, las construcciones y la naturaleza.

    Como es natural, el primer intento para catalogar los temblores se hizo por medio de una clasificación empírica que tomaba en cuenta únicamente los efectos observables. En 1902, Mercalli propuso una tabla, que fue posteriormente modificada en 1931 y desde entonces se ha llamado escala Modificada de Mercalli (MM). Esta no es única; pero sí la más frecuentemente usada. Consta de 12 grados de intensidad, donde se muestran también las características de cada grado, que es denotado por números romanos del I al XII. La escala es en gran medida subjetiva y no permite la comparación de los sismos entre si puesto que, por ejemplo, un sismo pequeño puede causar más daños a una población, si está cercana al epicentro, que uno grande pero a mayor distancia. Por otro lado, no proporciona información sobre la energía u otra variable física liberada en el temblor.

    Así pues es necesario catalogar temblores de manera que puedan ser medidos a través del registro gráfico o numérico que de ellos tenemos, es decir de los sismogramas. La manera mas conocida y más ampliamente utilizada para clasificar los sismos es debida a Richter quien definió una escala de magnitud.

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Escala Medvédev-Sponheuer-Kárník

La escala Medvedev-Sponheuer-Karnik, también conocida como escala MSK o MSK-64, es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basándose en los efectos destructivos en las construcciones humanas y en el cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación entre la población. Tiene doce grados de intensidad, siendo el más bajo el número uno, y expresados en números romanos para evitar el uso de decimales.

Fue propuesta en 1964 por Sergéi Medvédev (Antigua URSS), Wilhelm Sponheuer (Antigua Alemania del Este, RDA) y Vít Kárník (Antigua Checoslovaquia). Está basada en los datos disponibles a principios de los años sesenta obtenidos mediante la aplicación de la escala Mercalli Modificada y también mediante la aplicación de la versión de 1953 de la escala de Medvedev conocida como la escala de intensidad sísmica de GEOFIAN.

La escala MSK pasó a ser muy utilizada en Europa y en la URSS con pequeñas modificaciones en la década de los setenta y a principios de los ochenta. Al inicio de la década de los noventa, la Comisión Sismológica Europea usó muchos de los principios postulados en la escala MSK para desarrollar la Escala macrosísmica europea (EMS-98), que es utilizada como estándar para la medición de la actividad sísmica y de su intensidad en los países europeos. La escala MSK-64 se usa aún en India, Israel, Rusia y en la Commonwealth.

La escala MSK es parecida a la escala Mercalli Modificada, que se utiliza en Estados Unidos.

Índice

· 1 Grados…

Grados

Terremoto en Sicilia.

Grado I: no perceptible

Registrado sólo por los sismógrafos más sensibles. No afecta ni a objetos ni a edificios ni estructuras.

Grado II: difícilmente perceptible

Las estructuras y objetos no lo notan, pero sí pueden notarlo personas en reposo.

Grado III: débil

Los edificios no sufren daño, aunque algunos objetos colgantes pueden balancearse ligeramente. Puede ser notado por unos pocos dentro de casas. Vibración comparable a las provocadas por un camión pequeño.

Grado IV: bastante notado

Dentro de los edificios es notado por muchos. Algunas personas dormidas se despiertan. Cristales, porcelana, ventanas y puertas tiemblan y hacen pequeños golpeteos. Algunos pocos muebles que no pesen pueden vibrar visiblemente. Vibraciones moderadas, comparadas a las provocadas por un camión grande.

Grado V: algo fuerte

La mayoría de las personas dentro de edificios lo nota, pero sólo unos pocos al aire libre, donde corren algunos pocos, asustados. Los observadores notan el balanceo del edificio, de los muebles o el temblor de las paredes. Los objetos colgantes se balancean muy notablemente. La porcelana y los vasos chocan entre sí y hacen bastante ruido. Muchas personas que duermen despiertan. Las ventanas y las puertas empiezan a abrirse y cerrarse. En algunos casos, incluso algunas ventanas pueden llegar a romperse. Los líquidos se desplazan y se pueden salir de recipientes llenos. Los animales en casas pueden empezar a sentirse intranquilos. Algunos edificios mal construidos sufren ligeros daños.

Grado VI: fuerte

La gran mayoría lo siente dentro de edificios y ya son muchos los que lo sienten fuera. Unas pocas personas pierden el equilibrio. Mucha gente corre asustada hacia la calle. Pueden caerse pequeños objetos y los muebles sufren un leve desplazamiento. Vajillas y cristalerías pueden romperse. Puede que animales de granja se sientan inquietos. Daño visible en obras de trabajos de mampostería, como grietas en la escayola. También hay grietas solitarias en el suelo.

Grado VII: muy fuerte

La mayoría de la gente está asustada e intenta correr hacia la calle. Los muebles se desplazan y pueden llegar a volcarse. Los objetos en las estanterías caen. El agua salpica en los recipientes. Daño grave a edificios viejos. Las chimeneas de mampostería se desploman. Aparecen grietas en los edificios. Se producen pequeños corrimientos de tierra.

Grado VIII: bastante dañino

A muchas personas les es difícil mantener el equilibrio, incluso al aire libre. Los muebles corren riesgo de volcarse. Se agravan las grietas, los edificios más antiguos se derrumban parcialmente o sufren grandes daños. Se pueden apreciar ondas en suelos muy blandos. Se pueden producir corrimientos de tierra y desprendimiento de rocas.

Puente Yamabe en Chuetsu en 2004.

Grado IX: destructivo

Pánico general. Mucha gente cae a la fuerza al suelo. Se ven ondas en suelos no tan blandos. Se desploman las estructuras no muy bien construidas. Daño considerable a estructuras bien construidas. Se rompen las canalizaciones subterráneas. Grietas en el suelo y corrimientos de tierra generalizados.

Grado X: devastador

Se destruyen puentes y diques y se tuercen las vías de ferrocarril, así que las infraestructuras quedan inutilizadas. Desprendimientos de tierra más que generalizados y más graves.

Grado XI: catastrófico

La mayoría de las construcciones son destruidas. Las perturbaciones del terreno se extienden por todos lados. Riesgo de tsunamis.

Grado XII: extremadamente catastrófico

Todas las construcciones, subterráneas o no, han sido destruidas. El terreno y el paisaje han cambiado, así como el cauce de los ríos. Tsunamis.

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Escala sismológica de Mercalli

La Escala de 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.

Índice

· 1 Historia

· 2 Escala de Mercalli Modificada

Historia

La escala de Mercalli se basó en la simple escala de diez grados formulada por Michele Stefano Conte de Rossi y François-Alphonse Forel. La escala de Rossi-Forel era una de las primeras escalas sísmicas para medir la intensidad de eventos sísmicos. Fue revisada por el vulcanólogo italiano Giuseppe Mercalli en 1884 y 1906.

En 1902 el físico italiano Adolfo Cancani amplió la escala de Mercalli de diez a doce grados. Más tarde la escala fue completamente reformulada por el geofísico alemán August Heinrich Sieberg y se conocía como la escala de Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS). La escala de Mercalli-Cancani-Sieberg fue posteriormente modificada por Harry O. Wood y Frank Neumann en 1931 como la escala de Mercalli-Wood-Neumann (MWN). Finalmente fue mejorada por Charles Richter, también conocido como el autor de otra escala sismológica, la escala de Richter, que mide la magnitud de la energía liberada durante un sismo.

En la actualidad la escala se conoce como la Escala de Mercalli Modificada, comúnmente abreviado MM.

Escala de Mercalli Modificada

Los niveles bajos de la escala están asociados por la forma en que las personas sienten el temblor, mientras que los grados más altos se relacionan con el daño estructural observado. La tabla siguiente es una guía aproximada de los grados de la Escala de Mercalli Modificada.1 2

Grado

Descripción

3 4

I. Muy débil

Imperceptible para la mayoría excepto en condiciones favorables. Aceleración menor a 0,5 Gal.3 4

II. Débil

Perceptible sólo por algunas personas en reposo, particularmente aquellas que se encuentran ubicadas en los pisos superiores de los edificios. Los objetos colgantes suelen oscilar. Aceleración entre 0,5 y 2,5 Gal.3 4

III. Leve

Perceptible por algunas personas dentro de los edificios, especialmente en pisos altos. Muchos no lo perciben como un terremoto. Los automóviles detenidos se mueven ligeramente. Sensación semejante al paso de un camión pequeño. Aceleración entre 2,5 y 6,0 Gal.3 4

IV. Moderado

Perceptible por la mayoría de personas dentro de los edificios, por pocas personas en el exterior durante el día. Durante la noche algunas personas pueden despertarse. Perturbación en cerámica, puertas y ventanas. Las paredes suelen hacer ruido. Los automóviles detenidos se mueven con más energía. Sensación semejante al paso de un camión grande. Aceleración entre 6,0 y 10 Gal.3 4

V. Poco Fuerte

Sacudida sentida casi por todo el país o zona y algunas piezas de vajilla o cristales de ventanas se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen los relojes de péndulo. Aceleración entre 10 y 20 Gal.3 4

VI. Fuerte

Sacudida sentida por todo el país o zona. Algunos muebles pesados cambian de sitio y provoca daños leves, en especial en viviendas de material ligero. Aceleración entre 20 y 35 Gal.3 4

VII. Muy fuerte

Ponerse de pie es difícil. Muebles dañados. Daños insignificantes en estructuras de buen diseño y construcción. Daños leves a moderados en estructuras ordinarias bien construidas. Daños considerables en estructuras pobremente construidas. Mampostería dañada. Perceptible por personas en vehículos en movimiento. Aceleración entre 35 y 60 Gal.3 4

VIII. Destructivo

Daños leves en estructuras especializadas. Daños considerables en estructuras ordinarias bien construidas, posibles derrumbes. Daño severo en estructuras pobremente construidas. Mampostería seriamente dañada o destruida. Muebles completamente sacados de lugar. Aceleración entre 60 y 100 Gal.3 4

IX. Muy destructivo

Pánico generalizado. Daños considerables en estructuras especializadas, paredes fuera de plomo. Grandes daños en importantes edificios, con derrumbes parciales. Edificios desplazados fuera de las bases. Aceleración entre 100 y 250 Gal.3 4

X. Desastroso

Algunas estructuras de madera bien construidas quedan destruidas. La mayoría de las estructuras de mampostería y el marco destruido con sus bases. Vias ferroviarias dobladas. Aceleración entre 250 y 500 Gal.3 4

XI. Muy desastroso

Pocas estructuras de mampostería, si las hubiera, permanecen en pie. Puentes destruidos. Vias ferroviarias curvadas en gran medida. Aceleración mayor a 500 Gal.3 4

XII. Catastrófico

Destrucción total con pocos supervivientes. Los objetos saltan al aire. Los niveles y perspectivas quedan distorsionados. Imposibilidad de mantenerse en pie.

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Sismograma

Sismograma de tres componentes perpendiculares (norte-sur, este-oeste y arriba-abajo).

Un sismograma es un registro del movimiento del suelo llevado a cabo por un sismógrafo. La energía medida en un sismograma resulta de fuentes naturales como son los sismos (o terremotos), o de fuentes artificiales como son los explosivos (sismos inducidos).

Dado que las ondas P se propagan a mayor velocidad que otros tipos de ondas, son las primeras en ser registradas en un sismograma. Después llegan las ondas S y por fin las ondas superficiales (ondas Rayleigh y ondas Love).

En el futuro, los sismogramas serán registrados en tambores de papel rotativos. Algunos usarán carretes en papel común, y otros utilizarán papel fotosensible expuesto a rayos de luz. Actualmente, prácticamente todos los sismógrafos registran la información de forma digital, de modo de hacer un análisis automático más fácilmente. Algunos sismógrafos de tambor aún son utilizados.

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Escala sismológica de Richter

(Redirigido desde «Escala de Richter»)

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Como se muestra en esta reproducción de un sismograma, las ondas P se registran antes que las ondas S: el tiempo transcurrido entre ambos instantes es Δt. Este valor y el de la amplitud máxima (A) de las ondas S, le permitieron a Richter calcular la magnitud de un terremoto.

La escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar la energía liberada en un terremoto, denominada así en honor del sismólogo estadounidense Charles Richter (1900-1985).

La sismología mundial usa esta escala para determinar la magnitud de sismos de una magnitud entre 2,0 y 6,9 y de 0 a 400 kilómetros de profundidad. Por lo que decir que un sismo fue de magnitud superior a 7,0 en la escala de Richter se considera incorrecto, pues los sismos con intensidades superiores a los 6,9 se miden con la escala sismológica de magnitud de momento.

Índice

· 1 Desarrollo

· 2 Problemas de la escala sismológica de Richter

· 3 Tabla de magnitudes

· 4 Uso de las unidades en los medios de comunicación

Desarrollo

Fue desarrollada por Charles Richter con la colaboración de Beno Gutenberg en 1935, ambos investigadores del Instituto de Tecnología de California, con el propósito original de separar el gran número de terremotos pequeños de los menos frecuentes terremotos mayores observados en California en su tiempo. La escala fue desarrollada para estudiar únicamente aquellos terremotos ocurridos dentro de un área particular del sur de California cuyos sismogramas hubieran sido recogidos exclusivamente por el sismómetro de torsión de Wood-Anderson. Richter reportó inicialmente valores con una precisión de un cuarto de unidad, sin embargo, usó números decimales más tarde.

donde:

= amplitud de las ondas en milímetros, tomada directamente en el sismograma.

= tiempo en segundos desde el inicio de las ondas P (Primarias) al de las ondas S (Secundarias).

= magnitud arbitraria pero constante a terremotos que liberan la misma cantidad de energía.

El uso del logaritmo en la escala es para reflejar la energía que se desprende en un terremoto. El logaritmo incorporado a la escala hace que los valores asignados a cada nivel aumenten de forma logarítmica, y no de forma lineal. Richter tomó la idea del uso de logaritmos en la escala de magnitud estelar, usada en la astronomía para describir el brillo de las estrellas y de otros objetos celestes. Richter arbitrariamente escogió un temblor de magnitud 0 para describir un terremoto que produciría un desplazamiento horizontal máximo de 1 μm en un sismograma trazado por un sismómetro de torsión Wood-Anderson localizado a 100 km de distancia del epicentro. Esta decisión tuvo la intención de prevenir la asignación de magnitudes negativas. Sin embargo, la escala de Richter no tenía límite máximo o mínimo, y actualmente habiendo sismógrafos modernos más sensibles, éstos comúnmente detectan movimientos con magnitudes negativas.

Debido a las limitaciones del sismómetro de torsión Wood-Anderson usado para desarrollar la escala, la magnitud original ML no puede ser calculada para temblores mayores a 6,8. Varios investigadores propusieron extensiones a la escala de magnitud local, siendo las más populares la magnitud de ondas superficiales MS y la magnitud de las ondas de cuerpo Mb.

Problemas de la escala sismológica de Richter

El mayor problema con la magnitud local ML o de Richter radica en que es difícil relacionarla con las características físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de saturación para magnitudes cercanas a 8,3-8,5, debido a la ley de Gutenberg-Richter del escalamiento del espectro sísmico que provoca que los métodos tradicionales de magnitudes (ML, Mb, MS) produzcan estimaciones de magnitudes similares para temblores que claramente son de intensidad diferente. A inicios del siglo XXI, la mayoría de los sismólogos consideró obsoletas las escalas de magnitudes tradicionales, siendo éstas reemplazadas por una medida físicamente más significativa llamada momento sísmico, el cual es más adecuado para relacionar los parámetros físicos, como la dimensión de la ruptura sísmica y la energía liberada por el terremoto.

En 1979, los sismólogos Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori, investigadores del Instituto de Tecnología de California, propusieron la escala sismológica de magnitud de momento (MW), la cual provee una forma de expresar momentos sísmicos que puede ser relacionada aproximadamente a las medidas tradicionales de magnitudes sísmicas.1

Tabla de magnitudes

La mayor liberación de energía que ha podido ser medida fue durante el terremoto ocurrido en la ciudad de Valdivia (Chile), el 22 de mayo de 1960, el cual alcanzó una magnitud de momento (MW) de 9,5.

A continuación se describen los efectos típicos de los sismos de diversas magnitudes, cerca del epicentro. Los valores son estimados y deben tomarse con extrema precaución, ya que la intensidad y los efectos en la tierra no sólo dependerán de la magnitud del sismo, sino también de la distancia del epicentro, la profundidad, el foco del epicentro y las condiciones geológicas (algunos terrenos pueden amplificar las señales sísmicas). (Basado en documentos de U.S. Geological Survey.)2

Magnitud (MW=Mayores de 6,9°ML=De 2,0° a 6,9°)

Descripción

Efectos de un sismo

Frecuencia de ocurrencia

Menos de 2,0

Micro

Los microsismos no son perceptibles.

Alrededor de 8.000 por día

2,0-2,9

Menor

Generalmente no son perceptibles.

Alrededor de 1.000 por día

3,0-3,9

Perceptibles a menudo, pero rara vez provocan daños.

49.000 por año.

4,0-4,9

Ligero

Movimiento de objetos en las habitaciones que genera ruido. Sismo significativo pero con daño poco probable.

6.200 por año.

5,0-5,9

Moderado

Puede causar daños mayores en edificaciones débiles o mal construidas. En edificaciones bien diseñadas los daños son leves.

800 por año.

6,0-6,9

Fuerte

Pueden ser destructivos en áreas pobladas, en hasta unos 160 kilómetros a la redonda.

120 por año.

7,0-7,9

Mayor

Puede causar serios daños en extensas zonas.

18 por año.

8,0-8,9

Gran

Puede causar graves daños en zonas de varios cientos de kilómetros.

1-3 por año.

9,0-9,9

Devastadores en zonas de varios miles de kilómetros.

1-2 en 20 años.

10,0+

Épico

Nunca registrado; ver tabla de más abajo para el equivalente de energía sísmica.

En la historia de la humanidad (y desde que se tienen registros históricos de los sismos) nunca ha sucedido un terremoto de esta magnitud.

A continuación se muestra una tabla con las magnitudes de la escala y su equivalente en energía liberada.

MagnitudRichter( o )

Magnitudde momento

Equivalencia dela energía TNT

Referencias

–1,5

1 g

Rotura de una roca en una mesa de laboratorio

1,0

170 g

Pequeña explosión en un sitio de construcción

1,5

910 g

Bomba convencional de la Segunda Guerra Mundial

2,0

6 kg

Explosión de un tanque de gas butano

2,2

10 kg

Algunos de los seismos diarios en la Falla de San Andrés.

2,5

29 kg

Bombardeo a la ciudad de Londres

2.7

64 kg

3,0

181 kg

Explosión de una planta de gas

3,5

455 kg

Explosión de una mina

4,0

6 toneladas = 6 t

Bomba atómica de baja potencia.

5,0

199 t

Terremoto de Albolote en 1956 (Granada España)

Terremoto de Lorca de 2011 (Murcia, España)

5,5

500 t

Terremoto de El Calvario (Colombia) de 2008

6,0

1.270 t

Terremoto de Double Spring Flat de 1994 (Nevada, Estados Unidos)

Terremoto de Guerrero-Oaxaca de abril de 2012 (México)

6,1

Terremoto de Salta de 2010

6,2

Terremoto de Costa Rica de 2009

Terremoto del Estado Carabobo (Venezuela) de 2009Terremoto de Managua de 1972 (Nicaragua)

6,4

Terremoto de Armenia de 1999 (Armenia, Colombia)

6,5

31.550 t

Terremoto de Northridge de 1994 (California, Estados Unidos)

Terremoto de Guerrero de 2011 (México)

6.7

Terremoto de L'Aquila de 2009 (Italia)

Terremoto del Perú de 2011 (Ica, Perú)Terremoto de Veracruz de 2011 (Veracruz, México)Terremoto de Zapallar de 2012 (Zapallar, Chile)

6.8

Terremoto de Ciudad de MéxicoTerremoto de Bolivia de 1998 (Aiquile, Bolivia)

6.9

Terremoto de zona pacífica en Colombia (Departamentos de Nariño,Valle del Cauca y Cauca)2013

7,0

199.000 t

Terremoto de Puerto Príncipe de 2010 (Haití)

Terremotos de El Salvador de 2001Terremoto de Tehuacán de 1999 (México)

Grommet Cannikin (Isla Amchitka)

7,2

250.000 t

Terremoto de Spitak 1988 (Armenia)Terremoto de Baja California de 2010 (Mexicali, Baja California)Terremoto de Ecuador de 2010 (180 kilómetros de Ambato)

7,4

550.000 t

Terremoto de La Ligua de 1965 (Chile)Terremoto de Guatemala de 2012

7,5

750.000 t

Terremoto de Caucete 1977 (Argentina)

Terremoto de Oaxaca de 1999 (México)Terremoto de Guatemala de 1976

7,6

Terremoto de Colima de 2003 (México)

Terremoto de Costa Rica de 2012

7,7

Terremoto de Limón de 1991 (Limón, Costa Rica y Bocas del Toro, Panamá)

Terremoto de Orizaba de 1937 (Veracruz, México)Terremoto de Rusia-Japón de 2012

7,8

1.250.000 t

Terremoto de Sichuan de 2008 (China)

7.9

5.850.000 t

Terremoto de Áncash de 1970 (Perú)

Terremotos de Guerrero-Oaxaca de 2012 (Oaxaca, México)

8.0

10.120.000 t

Terremoto del Perú de 2007 (Pisco, Perú)

Terremoto de México de 1957 (México)

8,1

16.46 millones de t

Terremoto de México de 1985 (Distrito Federal, México)

8,35

25.50 millones de t

Bomba del Zar

8,5

31,55 millones de t

Terremoto de Sumatra de 2007

Terremoto del sur del Perú de 2001 (Arequipa,Perú)

8,5

Terremoto de Valdivia de 1575 (Chile)

8,7

Terremoto de Veracruz de 1973 (México)

8,8

210 millones de t

Terremoto de Chile de 2010

Terremoto de Ecuador y Colombia de 1906

8,9

Terremoto de Sumatra de 2012

9,0

240 millones de t

Terremoto de Japón de 2011

9,3

260 millones de t

Terremoto del océano Índico de 2004Terremoto de Anchorage de 1964 (Alaska, Estados Unidos)

9,5

290 millones de t

Terremoto de Valdivia de 1960 (Chile)

10,0

630 millones de t

Estimado para el choque de un meteorito rocoso de 2 km de diámetro que impacte a 25 km/s (90.000 km/h)

12,0

1000 millones de t = 106 megatones = 1 teratón

Fractura de la Tierra por el centroCantidad de energía solar recibida diariamente en la Tierra

13,0

108 megatones = 100 teratones

Impacto en la península de Yucatán que causó el cráter de Chicxulub hace 65 millones de años

25.0

1.200.000 trillones de bombas nucleares de Hiroshima

Impacto de Theia hace 4.530 millones de años. No hay lugar preciso del impacto debido al tamaño del planetoide.3 4 5 6 7

32,0

1.5×1043 t

Estallido de rayos gamma de la Magnetar SGR 1806-20, registrado el 27 de diciembre de 2004.

Terremoto similar a los de la superficie solar

Uso de las unidades en los medios de comunicación

En los medios de comunicación, en España, es corriente la combinación de los términos propios de la medida de magnitud (energía) e intensidad (efectos),e incluso confundir ambos conceptos. Se puede oír que el terremoto fue de 3,7 grados, empleando el término grado para expresar la magnitud, cuando esa unidad o término es propia de la medida de intensidades en la Escala de Mercalli, en la que no existen valores decimales.

Otra manera que también se usa para resolver en falso esta forma de indicar la importancia del terremoto es publicar que el terremoto tuvo una magnitud de 3,7 grados,8 que resulta igualmente confusa, pues viene a ser como decir que el corredor de maratón recorrió una distancia de 2 horas y 15 minutos.

Deberían evitarse estas formas, diciendo que el terremoto tuvo una magnitud de 3,7, o alcanzó los 3,7 en la escala de Richter, aunque esta segunda expresión no es del todo correcta, pues desde hace algún tiempo la magnitud de los terremotos se mide con la escala de magnitud de momento, coincidente con la escala de Richter solamente en los terremotos de magnitud inferior a 7,0.9

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Escala sismológica de magnitud de momento

La escala sismológica de magnitud de momento (MW) es una escala logarítmica usada para medir y comparar sismos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de la escala de Richter.

Una ventaja de la escala de magnitud de momento es que no se satura cerca de valores altos.1 Es decir, a diferencia de otras escalas, ésta no tiene un valor por encima del cual todos los terremotos más grandes reflejen magnitudes muy similares.

Otra ventaja que posee esta escala es que coincide y continúa con los parámetros de la escala de Richter.

Por estas razones, la escala de magnitud de momento es la más usada por sismólogos para medir y comparar terremotos de grandes proporciones. El Centro Nacional de Información Sísmica (National Earthquake Information Center) de los Estados Unidos, dependiente del Servicio Geológico de EE.UU. (USGS) usa esta escala para la medición de terremotos de una magnitud superior a 6,9.

A pesar de lo anterior, la escala de Richter es la que goza de más popularidad en la prensa. Luego, es común que la prensa comunique la magnitud de un terremoto en «escala de Richter» cuando éste ha sido en realidad medido con la escala de magnitud de momento.1 En algunos casos esto no constituye un error, dada la coincidencia de parámetros de ambas escalas, aunque se recomienda indicar simplemente «magnitud» y evitar la coletilla «escala de Richter» para evitar errores.

Índice

· 1 Magnitud de momento sísmico

· 2 Comparación con la energía sísmica irradiada

· 3 Comparación con explosiones nucleares

Magnitud de momento sísmico

La magnitud de momento sísmico (Mw) resume en un único número la cantidad de energía liberada por el terremoto (llamada momento sísmico, M0). La "w" en el subíndice del símbolo «Mw», proviene de la palabra inglesa «work», que significa «trabajo».

Mw coincide con las estimaciones obtenidas mediante otras escalas, como por ejemplo la escala de Richter. Es decir, Mw permite entender la cantidad de energía liberada por el terremoto (M0) en términos del resto de las escalas sísmicas. Es por esto que se usa Mw en vez de M0 como parámetro de la escala.

Los períodos de oscilación de las ondas sísmicas grandes son proporcionales al momento sísmico (M0). Es por esto que se suele medir la magnitud de momento Mw a través de los períodos de oscilación por medio de sismógrafos.

La relación entre Mw y M0 está dada por una fórmula desarrollada por Hiroo Kanamori en el Instituto de Sismología de California, que es la que sigue:

Obsérvese que la magnitud de momento sísmico (Mw) se obtiene a partir de una función logarítmica con argumento adimensional y por tanto, es una variable adimensional. En cambio, el momento sísmico (M0), al ser una variable que mide energía (fuerza x desplazamiento), tiene como unidad derivada la N x m o dina x cm. Más concretamente, el momento sísmico (M0) es una cantidad que combina el área de ruptura y la compensación de la falla con una medida de la resistencia de las rocas mediante la siguiente ecuación:

, donde:

· μ es el módulo de deformación de las rocas involucradas en el terremoto. Usualmente es de 30 gigapascales.2

· A es el área de ruptura a lo largo de la falla geológica donde ocurrió el terremoto.

· u es el desplazamiento promedio de A.

Comparación con la energía sísmica irradiada

La energía potencial es acumulada en el borde de la falla en la forma de tensión. Durante un terremoto la energía almacenada se transforma y resulta en:

· Ruptura y deformación de las rocas

· Calor

· Energía sísmica irradiada

El momento sísmico es una medida de la cantidad total de energía que se transforma durante el terremoto. Solo una pequeña fracción del momento sísmico es convertida en Energía Sísmica Irradiada , que es la que los sismógrafos registran.

Usando la relación estimada:

Choy y Boatwright definieron en 1995 la magnitud de energía

Comparación con explosiones nucleares

La energía liberada por armas nucleares es tradicionalmente expresada en términos de la energía almacenada en un kilotón o megatón del explosivo convencional trinitrotolueno (TNT).

Muchos académicos aseveran que una explosión de 1kt TNT es más o menos equivalente a un terremoto de magnitud 4 (regla de uso común en sismología). Esto lleva a la siguiente ecuación:

.

Donde es la masa del explosivo de TNT que es citado para fines comparativos.

Tal comparación no es muy significativa. En los terremotos, al igual que las explosiones de armas nucleares subterráneas, sólo una pequeña fracción de la cantidad total de energía transformada termina siendo radiada como energía sísmica. Luego, una eficiencia sísmica debe ser elegida para una bomba que es citada como comparación. Usando la energía específica del TNT (4.184 MJ/kg), la fórmula indicada anteriormente implica el asumir el hecho de que alrededor del 0,5% de la energía de la bomba es convertida en energía sísmica irradiada . Para verdaderas pruebas nucleares subterráneas, la actual eficiencia sísmica obtenida varía significativamente y depende del los parámetros de diseño y el lugar de la prueba llevada a cabo.

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Yahoo

La Escala de Richter mide la magnitud de un sismo. A través de ella se puede conocer la energía liberada en el hipocentro o foco, que es aquella zona del interior de la tierra donde se inicia la fractura o ruptura de las rocas, la que se propaga mediante ondas sísmicas. Es una Escala Logarítmica, no existiendo limites inferior ni superior. De acuerdo a esta escala, un sismo tiene un único valor o grado Richter.

La Escala de Mercalli representa la violencia con que se siente un sismo en diversos puntos de la zona afectada. Mide la intensidad o el efecto o daños sobre las construcciones, objetos, terrenos y el impacto que provoca en las personas. Constituye la percepción de un observador entrenado para establecer los efectos de un movimiento telúrico en un punto determinado de la superficie de la tierra. Se determina de acuerdo a una escala previamente establecida que va desde el grado I hasta el XII.

EN RESUMEN: RICHTER: Magnitud - La energia liberada del hipocentroMERCALLI: Efecto - La violencia con la que afecta a las zonas de terremoto.

Angelfire:

Intensidad en Escala de Mercalli (Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman) 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 puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una sola)y dependerá dea)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 (oblícua, perpendicular, etc,) d)Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la Intensidad y, lo más importante,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.

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Escala sísmica de la Agencia Meteorológica de Japón

La escala sísmica de la Agencia Meteorológica de Japón es usada en Japón y Taiwán para indicar la intensidad de los terremotos. Su unidad de medida es el Shindo (震度 "grado de agitación"?). A diferencia de la escala de Richter (donde se mide la magnitud total del terremoto, y representa el tamaño del terremoto con un único número), el Shindo describe el grado de agitación en un punto de la superficie terrestre. Las mediciones con esta escala pueden variar de un punto a otro por factores como el tipo de terreno.

Índice

· 1 Resumen

· 2 Historia

· 2.1 Creación y revisión de la tabla de intensidad

· 3 Mediciones de intensidad

· 4 Escala

Resumen

En el pasado esta escala ha sido modificada varias veces, finalmente pasó de ser una escala con 10 puntos a una de tan solo siete, donde uno es el grado más débil y siete el grado de agitación máximo.1 También se agregaron magnitudes intermedias para los grados cinco y seis. Después de estos cambios, Japón era el único país en tener siete grados en su escala Shindo, posteriormente se le sumó China y Corea del Sur.2

Historia Creación y revisión de la tabla de intensidad

A inicio de 1884 la escala estaba compuesta por cuatro intensidades "leve temblor de tierra", "leve terremoto", "movimiento fuerte" y "terremoto asesino". En el año de 1898 se agregaron otras intensidades antes del grado "leve temblor de tierra". En 1908 se modificó la escala a una de seis intensidades.

El 7 de enero de 1949, la escala fue modificada agregándose dos intensidad más, siendo siete la más intensa y cero la más débil, esto después de mediciones realizadas tras el terremoto de Fukui del 28 de junio de 1948, en el cual quedó evidenciado que la escala de seis magnitudes no era suficiente para aclarar el por qué colapsaron más de 90% de las estructuras en la zona epicentral. Uno de los criterios usados para la modificación de la escala Shindo fue que en la zonas que se registró Shindo 6 colapsaron el 30% de los edificios. Este número alarmó a los sismólogos japoneses quienes decidieron modificar la escala finalmente a una de siete grados, siendo uno la más débil y siete la más destructiva. En orden de intensidad queda ordenado como "leve temblor de tierra", "terremoto débil", "leve terremoto", "moderado terremoto", "movimiento fuerte", "terremoto asesino" y "gran terremoto".3

Cambio de nombre y escala de intensidad

1884 - 1898

1898 - 1908

1908 - 1936

1936 - 1949

1949 - 1996

1996 - Actualmente

Leve temblor

Shindo 0 / Leve temblor

Shindo 0 / No sentido

Shindo 0 / No sentido

Shindo 0

No sentido

Leve temblor

Shindo 1 / leve temblor

Shindo 1 / leve temblor

Shindo 1 / leve temblor

Shindo 1

Leve temblor

Leve temblor（Muy débil）

Shindo 2 / leve temblor（muy débil）

Shindo 2 / Sismo débil

Shindo 2 / Sismo débil

Shindo 2

Leve temblor

Shindo 3 / Leve sismo

Shindo 3 / Leve sismo

Shindo 3 / Leve sismo

Shindo 3

Fuerte sismo

Fuerte sismo（Muy débil）

Shindo 4 / Fuerte sismo（muy débil）

Shindo 4 / Moderada intensidad

Shindo 4 / Moderada intensidad

Shindo 4

Fuerte sismo

Shindo 5 / Fuerte sismo

Shindo 5 / Fuerte sismo

Shindo 5 / Fuerte sismo

Shindo -5

Shindo +5

Desastroso terremoto

Desastroso terremoto

Shindo 6 / Violento sismo

Shindo 6 / Violento sismo

Shindo 6 / Violento sismo

Shindo -6

Shindo +6

Shindo 7 / Grave terremoto

Shindo 7

Mediciones de intensidad

Relación entre intensidades

Shindo

Magnitud

0

0.0 - 0.4

1

0.5 - 1.4

2

1.5 - 2.4

3

2.5 - 3.4

4

3.5 - 4.4

5-

4.5 - 4.9

5+

5.0 - 5.4

6-

5.5 - 5.9

6+

6.0 - 6.4

7

6.5 - +6,5

* Fuente

En Japón, la intensidad sísmica era calculada por el Centro Nacional de Intensidad Sísmica, la cual emitía los datos a la Agencia Meteorológica de Japón, quien publicaba la información acerca del posible daño causado por el sismo, este se determinaba con la profundidad del sismo y con la tabla de intensidades. La decisión de declarar que un sismo a alcanzado el Shindo +6 o 7 recaía en los sismólogos de la Agencia Meteorológica. Luego del terremoto de Kobe ocurrió una gran discusión entre los científicos para determinar si el terremoto habría alcanzado el Shindo +6 o 7. Para evitar estos problemas desde abril de 1996 este dato es lanzado por las estaciones sísmicas ubicadas en todo el país.

Para que el nuevo sistema fuera implementado la Agencia Meteorológica de Japón debió aumentar significativamente su número de sismógrafos en el país cinco años antes. Finalmente se puso en funcionamiento en 1991.

La Agencia Meteorológica tenía en su poder en el año de 2009 alrededor de 4200 estaciones sísmicas en todo el país, en agosto de 2011 se contabilizaron 4313. Actualmente se gestiona la compra de 800 nuevas estaciones por parte de la Agencia Meteorológica y 2900 por gobiernos locales y otras agencias gubernamentales. 4 5

Escala

Shindo posee una escala que varía de 0 a 7, donde 7 es la más intensa.

Los rangos generales de escala shindo:

Shindo uno es un leve sismo se sintió sólo por personas que no están cambiando lugar, Shindo dos a cuatro son aún menores terremotos que no causen daños, shindo cinco cuando objetos comienzan a caer shindo seis o shindo siete es un gran terremoto con daños más pesados

Escala Shindo6

Número de magnitud Shindo (Número Shindo en Japonés) / Meter reading

Personas

Situaciones interiores

Situaciones al aire libre

Casas de madera

Edificios de hormigón armado

Líneas

Suelo y pendientes

Pico de aceleración del suelo7

0 (0) / 0–0.4

Imperceptible para las personas.

Menos de 0.008 m/s²

1 (1) / 0.5–1.4

Sentida sólo por algunas personas en el edificio.

0.008–0.025 m/s²

2 (2) / 1.5–2.4

Sentida por la mayoría de la gente en el edificio. Algunas personas despiertan.

Objetos colgantes tales como lámparas giran ligeramente.

0.025–0.08 m/s²

3 (3) / 2.5–3.4

Sentida por la mayoría de la gente en el edificio. Algunas personas se asustan.

Los platos en un armario suenan ocasionalmente.

Los cables eléctricos giran ligeramente.

0.08–0.25 m/s²

4 (4) / 3.5-4.4

Muchas personas están asustadas. Algunas personas intentan escapar del peligro. Se despiertan la mayoría de la gente dormida.

Los objetos suspendidos oscilan considerablemente y los platos traquetean en los armarios. Los adornos inestables caen ocasionalmente.

Los cables eléctricos giran considerablemente. Las personas que caminan por la calle y algunas personas conduciendo automóviles notan el temblor.

0.25–0.80 m/s²

5-bajo (5弱) / 4.5-4.9

La mayoría de las personas tratan de escapar del peligro. Algunas personas encuentran difícil moverse.

Los objetos colgantes oscilan violentamente. Caen los adornos más inestables.Ocasionalmente, se mueven los platos del os armarios y los libros caen las estanterías y muebles se mueven.

La gente se da cuenta que los postes de luz eléctrica oscilan. Ocasionalmente, los cristales se rompen y caen, los muros de hormigón no reforzado colapsan, y las carreteras sufren daños.

Ocasionalmente, las casas menos resistentes a los terremotos sufren daños en paredes y pilares.

En ocasiones, se forman grietas en paredes de los edificios menos resistentes a los terremotos.

Un dispositivo de seguridad corta el servicio de gas en algunas casas. En raras ocasiones las tuberías de agua están dañadas y se interrumpe el servicio de agua (se interrumpe el servicio eléctrico en algunas casas).

Ocasionalmente, aparecen grietas en el suelo blando, y ocurren desprendimientos de rocas y pequeños fallos de pendientes en los distritos montañosos.

0.80–1.40 m/s²

5-superior (5強) / 5.0–5.4

Muchas personas están considerablemente asustadas y encuentran difícil moverse.

La mayoría de los platos en los armarios y la mayoría de los libros en las estanterías se caen. En ocasiones, los televisores en estantes caen, los muebles pesados como las cómodas se caen, las puertas corredizas se deslizan fuera de sus ranuras y la deformación del marco de la puerta hace que sea imposible abrir la puerta.

En muchos casos, las paredes de hormigón no reforzado colapsan y las lápidas se vuelcan. Muchos automóviles se detienen porque resulta difícil conducir. Ocasionalmente, las máquinas expendedoras mal instaladas se caen.

Ocasionalmente, las casas menos resistentes a los terremotos sufren graves daños en las paredes y pilares y se inclinan.

En ocasiones, se forman grandes grietas en paredes, traviesas y pilares de los edificios menos resistentes a los terremotos e incluso los edificios muy resistentes a los terremotos tienen grietas en paredes.

Ocasionalmente, las tuberías de gas o de agua son dañadas (en ocasiones, el servicio de gas y / o el servicio de agua se interrumpe en algunas regiones).

Ocasionalmente, aparecen grietas en el suelo blando y ocurren desprendimientos de rocas y pequeños fallos de pendientes en los distritos montañosos.

1.40–2.50 m/s²

6-bajo (6弱) / 5.5–5.9

Es difícil mantenerse en pie.

Un montón de muebles pesados y no fijados se mueven y se caen. Es imposible abrir la puerta en muchos casos.

En algunos edificios, los azulejos de pared y los cristales de las ventanas son dañados y se caen.

En ocasiones, las casas menos resistentes a los terremotos colapsan e incluso paredes y pilares de las casas muy resistentes a los terremotos son dañados.

Ocasionalmente, paredes y pilares de los edificios menos resistentes a los terremotos son destruidos e incluso edificios muy resistentes a los terremotos tienen grandes grietas en paredes, traviesas y pilares.

Tuberías de Gas o de agua son dañadas (en algunas regiones, se interrumpieron el servicio de gas y agua y el servicio eléctrico es interrumpido ocasionalmente).

En ocasiones, aparecen grietas en el suelo, y ocurren deslizamientos de tierra.

2.50–3.15 m/s²

6-superior (6強) / 6.0–6.4

Imposible mantenerse de pie y moverse sin gatear.

Mobiliario más pesado y no fijado se mueve y cae. Ocasionalmente, las puertas correderas se lanzan desde su ranura.

En muchos edificios, azulejos de pared y los cristales de ventana son dañados y se caen. La mayoría de paredes de bloque de hormigón sin reforzar colapsan.

Colapso de muchas casas menos resistentes a los terremotos. En algunos casos, incluso paredes y pilares de casas muy resistentes a los terremotos son gravemente dañados.

Ocasionalmente, colapsan los edificios menos resistentes a los terremotos.