SISMOS Y TERREMOTOSRESEA HISTRICALa humanidad ha experimentado a lo largo de la historia el efecto destructivo de los terremotos, los cuales han originado grandes prdidas econmicas y centenares de miles de vctimas. Este fenmeno natural se manifiesta a travs de la vibracin o movimiento de la superficie terrestre en distintas direcciones como resultado de la propagacin de ondas ssmicas. Sin embargo, el hombre tard mucho tiempo en explicar, con fundamentos cientficos, el origen de los terremotos. Diversas ideas o razones fueron propuestas a lo largo de los siglos, algunas fundamentadas en factores naturales y otras simplemente basadas en supersticiones o creencias religiosas. Por ejemplo, el naturista romano Plinio "El viejo" (23 al 79 antes de Cristo) propuso que los terremotos se producan como consecuencia del enojo de la madre tierra por las perforaciones que realizaba el hombre para extraer minerales. Para los aztecas, la tierra y el sol haban sido previamente destruidos cuatro veces por los jaguares, el viento, la lluvia y el agua. El quinto castigo impuesto por sus dioses eran los terremotos. La cultura maor en Nueva Zelanda crea que Ruaumoko, el dios de los terremotos y volcanes, era un hijo de la madre tierra que qued accidentalmente atrapado debajo de la superficie terrestre, siendo los terremotos una expresin de su enojo. En forma similar, la mitologa japonesa considera que los terremotos son producidos por un gran pez lobo oculto en el fondo de los mares. La comunidad cientfica busc explicaciones ms racionales. As es que Aristteles propuso que la causa de los terremotos era vientos encerrados en cavernas subterrneas que eventualmente producan el movimiento de la tierra al escapar violentamente hacia la superficie. Esta teora, aceptada por los cientficos por ms de 1500 aos, llev a la creencia de que los das calmos y calurosos eran ms propensos a la ocurrencia de terremotos. Para explicar la ocurrencia de los terremotos, diversas teoras cientficas se desarrollaron durante el siglo XIX y principios del XX. Rossi propuso que el origen de los terremotos se deba a violentas tormentas de vapor de agua y gases provenientes del magma terrestre que se producan en el interior de la corteza. Esta idea se conoci como "teora explosiva de los sismos". Otros sismlogos creyeron que la actividad ssmica estaba asociada a los movimientos de lava producidos por las erupciones volcnicas. Como se indica posteriormente, este tipo de terremotos se denominan volcnicos, sin embargo no son la fuente principal de sismos. De gran importancia fue el aporte de A. von Humboldt quien distingui el origen volcnico y tectnico de los terremotos y las investigaciones de E. Suesss que mostraron por primera vez la relacin entre los sismos y la formacin de pliegues geolgicos.

A los efectos de estudiar los mecanismos generadores de terremotos es necesario conocer, an que ms no sea en forma general, la estructura y configuracin del globo terrqueo.

COMPOSICIN DE LA TIERRALos cientficos creen que la Tierra se form hace 4600 millones de aos, probablemente despus de que una masiva explosin origin una nube de polvo y gas. Fuerzas gravitatorias hicieron que las partculas se combinaran en una masa caliente de material fundido. El transcurso del tiempo, acompaado de complejos procesos qumicos, fsicos y biolgicos llevaron al estado actual de la Tierra. Las rocas ms antiguas de las que se conocen tienen de 4000 a 3800 millones aos y se encuentran en Groenlandia. Las primeras bacterias y algas aparecieron hace unos 3500 millones de aos, mientras que los mamferos tienen una antigedad de 65 millones de aos. Los ancestros del ser humano aparecieron hace slo 4 millones de aos. No se han encontrado signos reconocibles que permitan estudiar lo ocurrido durante los primeros 600-800 millones de aos de historia de la Tierra. La Tierra, con un radio promedio de 6370 km, esta formada por tres capas concntricas principales: ncleo, manto y corteza; estas capas se formaron cuando la Tierra comenz a enfriarse y los materiales ms pesados y calientes se hundieron, concentrndose en el centro. El ncleo, ubicado en la parte central, presenta una capa interna de material slido y denso, mientras que la parte exterior, compuesta por metales fundidos (densidad 13.5 t/m3) se encuentra sometida a grandes presiones y temperaturas. El manto tiene un espesor de aproximadamente 2900 km y est constituida por distintos tipos de rocas. La parte externa del manto se denomina astenosfera y se comporta como un medio viscoelstico capaz de fluir plsticamente, debido al estado parcialmente fundido de las rocas. Las temperaturas interiores varan desde unos 6000 C en la parte central del ncleo hasta 1000 C en la astenosfera.

Estructura interna de la tierraLa capa ms externa es la corteza, comparable a "la cscara" del globo terrestre debido a su reducido espesor en relacin al radio de la Tierra. Las caractersticas de la corteza son considerablemente distintas en los ocanos y continentes. Las cuencas ocenicas estn constituidas por rocas baslticas muy resistentes, con espesor variable entre 5 y 10 km . Las plataformas continentales son mas livianas, formadas principalmente por rocas granticas sobre un basamento de basalto, con un espesor promedio de 35 km que puede llegar a un mximo de 75 km. La corteza terrestre es deformada, plegada y fracturada debido a las corrientes de conveccin trmica originadas en el manto, lo que explica el carcter irregular de la superficie terrestre. Los movimientos y deformaciones que se producen en la corteza estn ligados a las caractersticas mecnicas de la litosfera que es la envolvente externa, rgida y resistente del planeta. La litosfera comprende la corteza en si y la parte superior del manto, con un espesor promedio de 100 km. La divisin entre el manto y la corteza esta caracterizada por ser una superficie donde se producen significativos cambios en la velocidad de propagacin de las ondas ssmica, que se denomina discontinuidad de Mohorovicic o simplemente Moho. El estudio de la composicin de la Tierra muestra claramente que la idea de un planeta rgido y "slido como la roca" es totalmente errnea y representa un obstculo para entender los procesos geolgicos que en ella ocurren.

POR QU TIEMBLA LA TIERRAPor qu tiembla la tierra. Este fenmeno se llama Tectnica de Placas, teora creada por Alfred Wegener, quien postula que hace 200 millones de aos exista un slo continente, denominado Pangea, el que se dividi hasta formar lo que ahora conocemos. La Tectnica de Placas explica que la superficie de la Tierra (Litosfera) est formada por placas, que se mueven constantemente y poseen entre s una capa de rocas (Astenosfera). Esta interaccin de las placas terrestres supone un esfuerzo para la corteza, por ello es que cuando la energa supera la resistencia de las roca, se produce la fractura de la misma.

TECTNICA DE PLACASLa teora de tectnica de placas o nueva tectnica global, ampliamente aceptada en la actualidad, considera que la litosfera esta dividida como gran mosaico de 17 placas principales que se desplazan lateralmente una con relacin a las otras impulsadas por

corrientes de conveccin del manto terrestre. Por lo tanto, el trmino "tectnica" se refiere al estudio a gran escala de la estructura y caractersticas de deformacin de la Tierra, sus orgenes, relaciones y movimientos. Existe en la actualidad evidencia de que las placas se mueven, se mueven a diferentes velocidades y las velocidad de movimiento vara de acuerdo a la direccin. Adems la misma placa puede moverse con velocidades distintas in diferentes direcciones y rotar alrededor de distintos polos. Las placas ms importantes son la del Pacfico, la Australiana, la Antrtica, las de Amrica del Norte y del Sur, la de Nazca, la Euroasitica y la Africana. Estas ideas comenzaron a gestarse cuando algunos estudiosos se dieron cuenta de la similitud de las costas de Amrica del Sur y frica que parecen encajar entre si como piezas de un rompecabezas, especulando que esos dos continentes podran haber estado unidos mucho tiempo atrs. De esta forma, Placet crea que el Ocano Atlntico se form por el hundimiento de una gran isla, "Atlntida", mientras que von Humboldt atribua la separacin de los dos continentes a fenmenos de erosin. A principios del siglo XX, A. Wegener, un meteorlogo alemn, propuso que en algn momento todos los continentes estuvieron unidos formando una gran masa continental que ellos llamaron Pangea (del griego "todas las tierras"). Por alguna razn este supercontinente comenz a fracturarse y a dividirse al inicio del Mesozoico y los fragmentos, actuales continentes, comenzaron a desplazarse lentamente sobre un manto lquido. Esta teora se conoci como deriva de los continentes y fue ampliamente rechazada por la comunidad cientfica internacional. En las ltimas dcadas, la investigacin en el campo de la geofsica, oceanografa, geologa y sismologa han confirmado las ideas bsicas de Wegener, que han quedado plasmadas en la moderna teora de la tectnica de placas. Hay diferencias importantes entre las teoras de la deriva continental y de tectnica de placas. La tectnica de placas es ms general dado que incluye a la superficie de la Tierra en su totalidad y no slo los continentes. Adems, la tectnica de placas explica en forma conveniente el mecanismo por el cual se producen los movimientos y deformaciones de la litosfera.

Continentes y placas litosfricas en los que se divide corteza terrestre segn placas. la tectnica de la

La idea de la movilidad de la corteza plante numerosas incertidumbres hasta que la parte ms extensa del la superficie del planeta, es decir los ocanos, pudo ser estudiada en detalle gracias al desarrollo tecnolgico de las embarcaciones para investigacin y el invento del sonar. Por mucho tiempo se crey que el fondo de los ocanos era una superficie prcticamente plana, sin accidentes de importancia. Sin embargo, los oceangrafos descubrieron una extensa cordillera en el Ocano Atlntico que se extiende como una gigantesca costura desde la Antrtida hasta Islandia. Algo similar se descubri posteriormente en el Ocano Indico y en el Pacfico. Estudios detallados del fondo marino, en base a mediciones magnticas, expediciones submarinas, perforaciones y toma de muestras, revelaron que las rocas son tanto ms viejas cuando ms se aleja de cadena montaosa o dorsal ocenica. Este hecho se explic considerando material incandescente, o magma, aflora a la superficie en la cima de las dorsales, a travs de una depresin central llamada rift. El material fundido se extiende sobre el fondo marino y se solidifica, empujando a la corteza hacia ambos lados a razn de varios centmetros por ao. Es decir que las depresiones de las dorsales ocenicas son las zonas activas a partir de las cuales se produce la expansin del fondo marino. Esto explica el por qu de la disgregacin del supercontinente Pangea de acuerdo a la teora de la deriva continental. Obviamente que si la Tierra no se expande, el aporte de material nuevo en las dorsales debe compensarse con material que desaparece en otras zonas del planeta. Esto ocurre cerca de las plataformas continentales donde la placa ocenica (de material basltico mas pesado) se sumerge debajo de la placa continental y el material de la litosfera es nuevamente fundido para pasar a integrar el manto. El proceso de ascenso y descenso de material en el manto se debe a la presencia de corrientes de conveccin trmica, originadas por las grandes diferencias de temperatura entre el ncleo y la corteza. La zona donde se sumerge la placa ocenica se denomina zona de subduccin y se caracteriza por una trinchera o fosa marina frente a la costa (por ejemplo, la fosa Tonga-Kermadec en el Pacfico occidental que tiene 10 km de profundidad). La dinmica de la corteza terrestre muestra que unas placas tienden a separarse entre si como resultado del aporte de nuevo material cortical mediante la inyeccin de magma; este es el caso de la placa Sur Americana y la Africana. En otros casos las placas colisionan en forma frontal, produciendo el plegamiento de la corteza y por lo tanto el levantamiento de cadenas montaosas como el Himalaya. Otras veces la colisin frontal produce el hundimiento de una placa debajo de otra. Un caso tpico de esta situacin es la placa de Nazca que se sumerge debajo de la placa de Sur Amrica en la costa chilena.Formacin subduccin la litosfera. y de

Existe una estrecha vinculacin entre la tectnica de placas y los terremotos, tal como puede observarse al estudiar la distribucin de los sismos registrados, los cuales no se encuentran aleatoriamente distribuidos sino que se concentran significativamente en los bordes de las placas (el 95% de la energa ssmica es liberada en los lmites entre placas). Se observa una alta ocurrencia de sismos intensos y actividad volcnica en una zona perifrica del Ocano Pacfico desde la Patagonia, pasando por Chile Per, el istmo de Amrica Central, Mxico, California. Contina en Alaska y se extiende formando un arco con la pennsula de Kamchatka, Japn, Filipinas para terminar en Fiji y Nueva Zelanda. Esta zona se conoce como Anillo de Fuego del Pacfico o Cinturn CircumPacfico. Algo similar ocurre en la zona que rodea el Mar Mediterrneo, pasando por Turqua, Irn, Asia Central y el Himalaya, que se conoce como Franja Ssmica AlpinoAsitica. Por lo tanto existen regiones con alta sismicidad y otras donde la ocurrencia de terremotos es despreciable o nula.

Mapa de sismicidad mundial, donde se observa el epicentro de ms de 30000 sismos.

SISMOLos terremotos, sismos, seismos, temblores de tierra (del griego , temblor), o temblor de tierra es una sacudida del terreno que se produce debido al choque de las placas tectnicas y a la liberacin de energa en el curso de una reorganizacin brusca de materiales de la corteza terrestre al superar el estado de equilibrio mecnico son reajustes de la corteza terrestres causados por los movimientos de grandes fragmentos. Dicho de otra manera, un sismo o temblor es un reajuste de la corteza terrestre causado por los movimientos vibratorios de las placas tectnicas del planeta y se propaga por l en todas direcciones en forma de ondas. Por s mismos, son fenmenos naturales que no afectan demasiado al hombre. El movimiento de la superficie terrestre que provoca un terremoto no representa un riesgo, salvo en casos excepcionales, pero s nos afectan sus consecuencias, ocasionando catstrofes: cada de construcciones, incendio de ciudades, avalanchas y tsunamis. Aunque todos los das se registran una buena cantidad de terremotos en el mundo, la inmensa mayora son de poca magnitud. Sin embargo, se suelen producir dos o tres terremotos de gran intensidad cada ao, con consecuencias imprevisibles. OrigenLa causa de los terremotos es la liberacin de tencin de las placas tectnicas.

La causa de un temblor es la liberacin sbita de energa dentro del interior de la Tierra por un reacomodo de sta. Este reacomodo se lleva a cabo mediante el movimiento relativo entre placas tectnicas. Las zonas en donde se lleva a cabo este tipo de movimiento se conocen como fallas geolgicas (la

falla de San Andrs es un ejemplo) y a los temblores producidos se les conoce como sismos tectnicos. No obstante existen otras causas que tambin producen temblores. Ejemplo de ello son los producidos por el ascenso de magma hacia la superficie de la Tierra. Este tipo de sismos, denominados volcnicos, nos pueden servir de aviso de una posible erupcin volcnica

Movimientos ssmicosLas placas de la corteza terrestre estn sometidas a tensiones. En la zona de roce (falla), la tensin es muy alta y, a veces, supera a la fuerza de sujecin entre las placas. Entonces, las placas se mueven violentamente, provocando ondulaciones y liberando una enorme cantidad de energa. Este proceso se llama movimiento ssmico o terremoto. La intensidad o magnitud de un sismo, en la escala de Richter, representa la energa liberada y se mide en forma logartmica, del uno al nueve. La ciencia que estudia los sismos es la sismologa y los cientficos que la practican, sismlogos.

MECANISMO DE LOS TERREMOTOS GeneralidadesActualmente se reconoce que el mecanismo principal que desencadena los terremotos est asociado a la deformacin de la corteza rocosa que forma estrato externo de la Tierra. El estado tensional inducido en los materiales slidos origina deformaciones que se traducen en: (1) cambio en el tamao y/o forma del material, y (2) fractura del material. Si el slido es sometido a un estado tensional reducido, las deformaciones desaparecen cuando la tensiones se eliminan (proceso reversible, deformacin elstica). Si las tensiones aplicadas exceden el lmite elstico el material fluye plsticamente, presentando deformaciones permanentes cuando las tensiones son eliminadas. Las rocas ubicadas a grandes profundidades se deforman generalmente en forma plstica debido a las condiciones de alta presin y temperatura existentes. Contrariamente, las rocas localizadas cerca de la superficie sufren una falla frgil (fractura) cuando su capacidad de deformacin es excedida. La resistencia a la ruptura de la roca depende principalmente de su resistencia a la compresin y traccin, temperatura, presin de confinamiento, presencia de lquidos, velocidad y duracin del proceso de deformacin. Como resultado de las deformaciones de la corteza terrestre se originan fallas, es decir zonas de fractura a lo largo de las cuales se producen movimientos relativos. Estos desplazamientos representan el mecanismo desencadenante de los sismos denominados tectnicos. Es decir que el movimiento de la falla produce el terremoto y no viceversa.

La zona en el interior de la corteza donde se originan las ondas ssmicas se denomina hipocentro. Estas ondas se propagan hasta alcanzar la superficie provocando el movimiento oscilatorio irregular del suelo que es tpico de este fenmeno. El punto terico sobre la superficie, determinado por un radio terrestre que pasa por el hipocentro, se denomina epicentro. La idealizacin del hipocentro como un foco de ondas es slo una aproximacin. En realidad el desplazamiento relativos de la falla se produce en a lo largo de una zona que puede ser muy extensa. Por ejemplo la falla de San Andrs, en Estados Unidos, origina terremotos a lo largo de una lnea de ms de 400 km. En el terremoto de Alaska de 1964 el desplazamiento de la falla ocurri a lo largo de aproximadamente 600 km. El continente Pangea tal como se supone que era hace 200 millones de aos (parte superior), luego de su lento movimiento de deriva comienzan a separarse para adoptar la configuracin indicada en el plano central hace 135 millones de aos al final de Jursico. Finalmente, hace 65 millones de aos. a1 final del Cretcico, los continentes tenan una disposicin similar a la actual (parte inferior).

ZONAS DEL TERREMOTOEl punto interior de la Tierra donde se produce el sismo se denomina foco ssmico o hipocentro, y el punto de la superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro y que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida recibe el nombre de epicentro. En un terremoto se distinguen: Hipocentro o foco, zona interior profunda, donde se produce el terremoto. Epicentro, rea de la superficie perpendicular alhipocentro, donde repercuten con mayor intensidad lasondas ssmicas. La probabilidad de ocurrencia de terremotos de una determinada magnitud en una regin concreta viene dada por una distribucin de terremotos dada por: de Poisson. As la probabilidad de ocurrencia de k magnitud M durante un perodo T en cierta regin est

Donde: Tr (M) es el tiempo de retorno de un terremoto de intensidad M, que coincide con el tiempo medio entre dos terremotos de intensidad M.

Tipos de terremotosLa mayora de los terremotos se producen debido a desplazamientos internos de la corteza (sismo tectnicos), pero tambin pueden originarse debido a la actividad volcnica que produce movimientos violentos de lava y roca, y por el derrumbe natural de cavernas subterrneas. Adems la actividad humana puede originar terremotos a travs de explosiones accidentales o provocadas (pruebas nucleares) o bien por la alteracin significativa de las condiciones en amplias zonas (por ejemplo debido a la construccin de presas). Por lo tanto, los terremotos pueden clasificarse, teniendo en cuenta su origen, en tectnicos, volcnicos, por derrumbamientos o artificiales. Existen casos particulares de sismos, generalmente leves, que pueden originarse por otras causas, como ser el impacto de un meteorito (Siberia, 1908), grandes deslizamientos de tierras (deslizamiento del monte Pamir, 1911) o colapso de una presa.

De acuerdo a la profundidad del foco o hipocentro los terremotos pueden clasificarse en cuatro tipos:(1) superficiales, con profundidades menores de 20 km, (2) someros, entre 20 y 70 km, (3) intermedios, entre 70 y 300 km, y (4) profundos, con profundidades mayores de 300 km. Esta clasificacin es slo indicativa, pudiendo variar entre distintas zonas ssmicas. Los terremotos superficiales son los que producen mayor dao y destruccin, representando el 75% del total de la energa ssmica liberada anualmente. Otro criterio para clasificar los terremotos es en base al lugar, relativo a las placas tectnicas, en el que se producen. Los sismos interplaca son aquellos generados en los bordes o lmites de las placas litosfricas, mientras que los sismos intraplaca son los que se producen en fallas geolgicas locales alejadas de los bordes de las placas.

La Teora del Rebote ElsticoDespus del gran terremoto que afecto San Francisco en 1906 mediciones de campo y relevamientos topogrficos de precisin mostraron que las rocas localizadas al oeste de la falla de San Andrs se haban movido considerablemente hacia el noroeste. En base a los datos medidos, Reid propuso la teora del rebote elstico, que puede resumirse en tres puntos: 1. Cuando un terremoto ocurre a lo largo de una falla, las tensiones concentradas a lo largo de un cierto periodo de tiempo son eliminadas resultando en un estado no deformado de las rocas circundantes. 2. A lo largo del tiempo, la corteza terrestre acumula deformaciones debido a distorsiones y movimientos de las rocas. 3. En cierto tiempo y en ciertos puntos de la falla, las tensiones acumuladas exceden la resistencia friccional entre los bloques rocosos produciendo un deslizamiento relativo en forma abrupta (rebote elstico). De esta forma la energa de deformacin acumulada en la falla se libera a travs de ondas ssmicas que se propagan por los distintos estratos que conforman la Tierra, alcanzando la superficie terrestre. Se considera que la parte superior de la corteza (litosfera), con un espesor de 15 a 20 km, esta formada por rocas rgidas de gran dureza y resistencia que pueden deformarse elsticamente y acumular energa de deformacin. A mayor profundidad (aproximadamente hasta 80 km), las rocas muestran un comportamiento dctil con deformaciones plsticas. El desplazamiento de la parte profunda de la corteza origina deformaciones elsticas en la parte superior rgida, que pueden determinarse mediante mediciones geodsicas. La teora del rebote elstico es un modelo simplificado que explica satisfactoriamente la ocurrencia de sismos de foco superficial. Sin embargo, esta teora no se puede aplicar a

sismos profundos originados en las zonas de subduccin. Es importante destacar, adems, que existen algunas fallas donde la roca no rebota sbitamente como indica el modelo descrito, sino que se deforma segn un proceso continuo y uniforme llamado flujo plstico o deslizamiento assmico (porque no produce terremotos ). El origen de este fenmeno no es del todo conocido pero se estima que puede ser debido a la presencia de rocas alteradas o suaves que se comportan como lubricante (serpentinita o talco). Las deformaciones y desplazamientos de la corteza terrestre pueden medirse actualmente con precisin usando distintos instrumentos. El geodmetro, por ejemplo, mide el tiempo requerido por un haz de luz lser en ir y volver desde el instrumento hasta un retroreflector. Se puede determinar la distancia entre los dos puntos en base a la velocidad de la luz. Como este ltimo parmetro depende de las condiciones atmosfricas, es necesario realizar correcciones teniendo en cuenta los valores de temperatura, presin y humedad a lo largo de la lnea de medicin. Otros instrumentos, como el sismgrafo de deformaciones inventando en el 1930, permite medir deformaciones locales de la corteza en base a los cambios de presin experimentados por un fluido contenido en un recipiente especial.

ONDAS SSMICASCuando las rocas de la corteza terrestre se fracturan, o se desplazan en forma brusca, por accin de las fuerzas tectnicas se libera una gran cantidad de energa en forma repentina. Esta energa es disipada principalmente en forma de calor, mientras que otra parte se irradia como ondas ssmicas. Las ondas ssmicas se propagan desde el foco o hipocentro (zona donde se inici la ruptura) en todas las direcciones y hacen vibrar la superficie de la Tierra, siendo percibida por las personas como temblores (movimientos de baja o mediana intensidad) o terremotos (movimientos fuertes que originan daos). Se denomina epicentro a la proyeccin vertical del foco sobre la superficie terrestre. De acuerdo al medio en el que se propagan las ondas ssmicas pueden dividirse en ondas internas o de cuerpo y ondas superficiales. Las ondas de cuerpo se propagan a travs del interior de la Tierra y pueden subdividirse en: Ondas primarias u ondas P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la vibracin de las partculas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto lquidos como slidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismgrafos, de ah su nombre P. Llamada tambin ondas de compresin, que hacen vibrar una partcula en el sentido de propagacin de la onda, originando compresiones y dilataciones del medio en el cual se trasmiten. El movimiento de estas ondas es similar al del sonido y por ello tambin se las denomina ondas de compresin. Cuando las ondas P alcanza la superficie, parte de la

misma se trasmite a la atmsfera como ondas sonoras, las que pueden ser percibidas por animales o personas Ondas secundarias u ondas S: son ondas de cuerpo ms lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el sentido de vibracin de las partculas. Atraviesan nicamente los slidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida. Llamadas tambin ondas superficiales, que hacen vibrar una partcula horizontalmente en sentido perpendicular a la direccin de propagacin, produciendo esfuerzos de corte en el medio en el que se trasmiten. Dada sus caractersticas, este tipo de onda no puede propagarse en medios lquidos (como los ocanos o el ncleo externo de la Tierra). Ondas superficiales: son las ms lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la interaccin entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la Tierra. Son las que producen ms daos. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este tipo de ondas son las que se registran en ltimo lugar en los sismgrafos. El movimiento ssmico se propaga mediante ondas elsticas (similares al sonido), a partir del hipocentro.Ondas de propagacin producida por los terremotos

Las ondas P se propagan con velocidades mayores que las ondas S originadas por el mismo sismo. Las velocidades de propagacin dependen fundamentalmente de las caractersticas del medio (densidad, mdulo de incompresibilidad y mdulo de rigidez). Como ejemplo, se indican las velocidades tpicas de las ondas P, Vp, y de las ondas S, Vs, en dos medios diferentes: Granito: Agua: Vp = 5.5 km/s Vs = 1.5 km/s Vp = 1.5 km/s Vs = 0 km/s

La diferencia de velocidad de propagacin es de fundamental importancia para ubicar el epicentro de un sismo. Para ello, los sismlogos usan registros del desplazamiento del terreno en funcin del tiempo (sismogramas) y midiendo la diferencia de tiempo entre las llegadas de las ondas P y S pueden determinar la distancia desde la estacin de registro

a la que se produjo el sismo (pero no la direccin). Combinando los resultados de por lo menos tres estaciones se puede ubicar mediante un proceso similar a una triangulacin la ubicacin del epicentro. El segundo grupo de ondas se denomina ondas de superficie porque se propagan solamente en la superficie terrestre, esto es en una zona de la corteza que puede alcanzar hasta 30 km de profundidad. Las ondas superficiales son las responsables principales del dao ocasionado por los terremotos sobre las construcciones. Pueden distinguirse dos tipos de ondas S, de acuerdo al movimiento que originan: a. Ondas Love: cuyo movimiento es similar al de las ondas S, haciendo que el terreno se desplace en sentido perpendicular a la direccin de propagacin sin movimiento vertical. b. Ondas Rayleigh: cuyo movimiento es similar al de las ondas en la superficie del agua, esto es desplazando una partcula sobre un plano que apunta en direccin de la trayectoria de las ondas con un movimiento elptico horizontal y vertical simultneamente. Las ondas se propagan en el interior de la Tierra y en su superficie de acuerdo a las leyes generales de la fsica de ondas, de modo que al encontrar discontinuidades en su recorrido se reflejan y refractan como las ondas luminosas o sonoras. En un punto cualquiera sobre la superficie, el movimiento originado por un terremoto resulta de la compleja superposicin de ondas de distinto tipo (de cuerpo o superficiales) y de distinto origen, dado que algunas provienen directamente del foco y otras son el resultado de ondas que se reflejan o refractan en las interfaces o discontinuidades existentes en la Tierra.

Tipos de ondas ssmicas

MEDICIN Y CUANTIFICACIN DE TERREMOTOS Instrumentos de medicinLa medicin del terremoto se realiza a travs de un instrumento llamado sismgrafo, el que registra en un papel la vibracin de la Tierra producida por el sismo (sismograma). Nos informa la magnitud y la duracin. Este instrumento registra dos tipos de ondas: las superficiales, que viajan a travs de la superficie terrestre y que producen la mayor vibracin de sta (y probablemente el mayor dao) y las centrales o corporales, que viajan a travs de la Tierra desde su profundidad. Desde la antigedad el hombre trat de detectar los terremotos y medir de alguna forma sus efectos. Un ejemplo tpico de estos intentos es el sismoscopio ideado por los chinos en el ao 126 que consista en un cuerpo esfrico con ocho cabezas de dragn fijadas a igual altura. En cada cabeza se colocaba una bola metlica, que ante la ocurrencia de un terremoto, caa sobre un recipiente ubicado debajo de la cabeza, marcando as en forma aproximada la direccin del sismo. Otros aparatos similares se construyeron usando un recipiente con lquido (agua o mercurio, por ejemplo); este lquido al derramarse indicaba la direccin y la intensidad del terremoto. En Italia, se ide en el siglo XVIII un sismoscopio basado en un pndulo de gran masa colgado de un hilo largo, que tena en su extremo inferior una aguja que marcaba sobre una capa de arena la direccin y amplitud del movimiento producido por el sismo. Posteriormente, este instrumento fue perfeccionado con el uso de una banda de papel u otro mecanismo similar que permita un registro ms preciso del movimiento. Este tipo de instrumentos, con ciertas mejoras, se continua usando en la actualidad, sin embargo no presenta la precisin de los instrumentos modernos y no permite registra la historia del movimiento (esto es la variacin de la aceleracin o desplazamiento del terreno en funcin del tiempo). Con el progreso de la tecnologa se desarrollaron instrumentos mas sensibles, denominados en general sismgrafos, capaces de registrar en forma continua y en relacin con el tiempo los movimientos del terreno cuando ocurre un sismo. Un sismgrafo consta bsicamente de tres partes: a. El sismmetro que responde al movimiento del suelo, en la direccin vertical o horizontal, y lo convierte en una seal, formado bsicamente por un pndula que oscila ante la ocurrencia del sismo. El movimiento del pndulo es normalmente transformado en una seal elctrica. Esta parte del instrumento cuenta con dispositivos de amortiguamiento para evitar la vibracin libre del pndulo, adems de filtros para eliminar las vibraciones o ruidos de fondo. b. Un sistema de amplificacin que permite aumentar la precisin del registro del movimiento

c. Un sistema de registro de la seal amplificada para graficar la variacin del movimiento a lo largo del tiempo.

ESCALASUno de los mayores problemas para la medicin de un terremoto es la dificultad inicial para coordinar los registros obtenidos por sismgrafos ubicados en diferentes puntos (Red Ssmica), de modo que no es inusual que las informaciones preliminares sean discordantes ya que fueron basadas en informes que registraron diferentes amplitudes de onda. Determinar el rea total abarcada por el sismo puede tardar varias horas o das de anlisis del movimiento mayor y de sus rplicas. La prontitud del diagnstico es de importancia capital para echar a andar los mecanismos de ayuda en tales emergencias. A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud nico, pero la evaluacin se realiza, cuando no hay un nmero suficiente de estaciones, principalmente basada en registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos cercanos. De all que se asigne distinto valor a cada localidad o ciudad e interpolando las cifras se cosique ubicar el epicentro. Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no haya una diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo punto. Esto puede ser ms difcil de efectuar si ocurren varios terremotos cercanos en tiempo o rea. Aunque cada terremoto tiene una magnitud nica, su efecto variar grandemente segn la distancia, la condicin del terreno, los estndares de construccin y otros factores. Resulta ms til entonces catalogar cada terremoto segn su energa intrnseca. Esta clasificacin debe ser un nmero nico para cada evento, y este nmero no debe verse afectado por las consecuencias causadas, que varan mucho de un lugar a otro segn mencionamos en el primer prrafo.

Magnitud de Escala RichterRepresenta la energa ssmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismogrfico. Es una escala que crece en forma potencial o semilogartmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energa diez o ms veces mayor. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor. Magnitud en escala Richter Efectos del terremoto Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado 3.5 5.4 5.5 6.0 A menudo se siente, pero slo causa daos menores. Ocasiona daos ligeros a edificios.

6.1 6.9 7.0 7.9 8 o mayor

Puede ocasionar daos severos en reas muy pobladas. Terremoto mayor. Causa graves daos. Gran terremoto. Destruccin total a comunidades cercanas.

(NOTA: Esta escala es abierta, de modo que no hay un lmite mximo terico) El gran mrito del Dr. Charles F. Richter (del California Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la amplitud de la onda ssmica, lo que redunda en propagacin del movimiento en un rea determinada. El anlisis de esta onda (llamada S) en un tiempo de 20 segundos en un registro sismogrfico, sirvi como referencia de calibracin de la escala. Tericamente en esta escala pueden darse sismos de intensidad negativa, lo que corresponder a leves movimientos de baja liberacin de energa.

Intensidad o Escala (Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman)

de

Mercalli

Se expresa en nmeros romanos. Esta escala es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo. Es una escala subjetiva, para cuya medicin se recurre a encuestas, referencias periodsticas, etc. Permite el estudio de los terremotos histricos, as como los daos de los mismos. Cada localizacin tendr una Intensidad distinta para un determinado terremoto, mientras que la Magnitud era nica para dicho sismo. I. Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables. II. Sacudida sentida slo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar. III. Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehculos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibracin como la originada por el paso de un vehculopesado. Duracin estimable. IV. Sacudida sentida durante el da por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibracin de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensacin como de un vehuclo pesado chocando contra un edificio, los vehculos de motor estacionados se balancean claramente. V. Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etctera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados;

caen objetos inestables . Se observan perturbaciones en los rboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de pndulo. VI. Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de cada de aplacados o dao en chimeneas. Daos ligeros. VII. Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daos sin importancia en edificios de buen diseo y construccin. Daos ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daos considerables en las dbiles o mal proyectadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehculos en movimiento. VIII. Daos ligeros en estructuras de diseo especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras dbilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Cada de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fbricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeas cantidades. Cambio en el nivel del aguade los pozos. Prdida de control en la personas que guan vehculos motorizados. IX . Dao considerable en las estructuras de diseo bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daos en los edificios slidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberas subterrneas se rompen. X. Destruccin de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostera y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vas del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las mrgenes de los ros y pendientes fuertes. Invasin del agua de los ros sobre sus mrgenes. XI Casi ninguna estructura de mampostera queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberas subterrneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsin de vas frreas. XII Destruccin total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ros, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba. Hoy en da se suele emplear la escala MSK, basada en la anterior, con algunos matices.

Escala sismolgica de Magnitud de MomentoLa Escala sismolgica de magnitud de momento es una escala logartmica usada para medir y comparar sesmos. Est basada en la medicin de la energa 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.

Escala Medvedev-Sponheuer-KarnikTambin conocida como escala MSK o MSK-64, es una escala de intensidad macrossmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basndose en los efectos destructivos en las construcciones humanas y en el cambio de aspecto del terreno, as como en el grado de afectacin entre la poblacin. Tiene doce grados de intensidad, siendo el ms bajo el nmero uno, y expresados en nmeros romanos para evitar el uso de decimales.

FALLAS GEOLGICAS

Falla de San Andrs; pasa a travs de California Estados Unidos y Baja California, Mxico.

Uno de los accidentes del terreno que se puede observar ms fcilmente son las fallas o rupturas de un plegamiento, especialmente si el terreno es de tipo sedimentario.

Las fallas son un tipo de deformacin de la corteza terrestre que finaliza en ruptura, dando lugar a una gran variedad de estructuras geolgicas. Cuando esta ruptura se produce de forma brusca, se produce un terremoto. En ocasiones, la lnea de falla permite que, en ciertos puntos, aflore el magma de las capas inferiores y se forme un volcn. Se denomina falla geolgica al plano de fractura de la roca de la corteza terrestre, a travs del cual se han producido desplazamientos relativos. Durante un sismo, un bloque de la corteza terrestre se mueve con respecto al bloque adyacente. El movimiento relativo de los bloques puede ser vertical, horizontal o combinado y se denomina rechazo de la falla. Cuando la falla intercepta la superficie terrestre se manifiesta en forma ms o menos aparente, formando la traza de la falla. Sin embargo, los vestigios superficiales de la falla tienden a desaparecer por accin de la erosin, presencia de vegetacin o actividad humana.

Partes de una falla

El plano de falla es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, horizontal, vertical u oblicuo. Si las fracturas son frgiles, tienen superficies lisas y pulidas por efecto de la abrasin. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender fragmentos de diferentes tamaos. Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de labio hundido (o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicacin de cada uno de ellos con respecto a la horizontal relativa. Cuando est inclinado, uno de los bloques se desliza sobre el otro. El bloque que queda por encima del plano de falla se llama techo y el que queda por debajo, muro. El salto de falla es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser

de tan slo unos pocos milmetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilmetros. ste ltimo caso suele ser resultado de un largo proceso geolgico en el tiempo.

Tipos de fallasLos distintos tipos de falla pueden clasificarse en cuatro grupos principales, segn sea el tipo de movimiento relativo: Falla transcurrente (o de rumbo): el movimiento se produce fundamentalmente en la direccin horizontal dado que los dos bloques se desplazan lateralmente con sentidos opuestos. Falla normal: se produce cuando el plano de falla es oblicuo respecto al horizonte y los bloques adyacentes estn sometidos tensin. En este caso el movimiento es predominante en la direccin vertical, y la fuerzas inducidas en la roca son perpendiculares a la falla. Falla inversa: se produce cuando el plano de falla es oblicuo respecto al horizonte y los bloques adyacentes estn sometidos compresin. Falla vertical: es un tipo particular de falla normal o inversa en la cual el plano de falla y el movimiento relativo entre los bloques es predominantemente vertical.

TIPOS DE FALLAS GEOLGICASEn muchos casos, el desplazamiento de la falla es compuesto, esto es con componentes en la direccin vertical y horizontal. Por lo tanto el tipo de falla se considera como una combinacin de los dos de los grupos descriptos anteriormente. Las fallas tambin pueden clasificarse en activas o inactivas dependiendo si existen evidencias o no de su movimiento en tiempos geolgicos recientes. Sin embargo no hay comn acuerdo para definir "reciente". En forma genrica, puede decirse que fallas activas son aquellas que han experimentado desplazamiento en tiempos recientes, esto es en los ltimos miles de aos.

En una falla normal, producida por tensiones, la inclinacin del plano de falla coincide con la direccin del labio hundido. El resultado es un estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse el labio hundido por efecto de la fuerza de la gravedad. En las fallas de desgarre, adems del movimiento ascendente tambin se desplazan los bloques horizontalmente. Si pasa tiempo suficiente, la erosin puede allanar las paredes destruyendo cualquier traza de ruptura, pero si el movimiento es reciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas transformadoras que desplazan a las dorsales ocenicas. En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla y, de esta forma, las rocas de los estratos ms antiguos aparecen colocadas sobre los estratos ms modernos, dando lugar as a los cabalgamientos. Las fallas de rotacin o de tijera se forman por efecto del basculado de los bloques sobre el plano de falla, es decir, un bloque presenta movimiento de rotacin con respecto al otro. Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa. Un macizo tectnico o pilar tectnico, tambin llamado Horst, es una regin elevada limitada por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que a los lados del horst haya series de fallas normales; en este caso, las vertientes de las montaas

estarn formadas por una sucesin de niveles escalonados. En general, los macizos tectnicos son cadenas montaosas alargadas, que no aparecen aisladas, sino que estn asociadas a fosas tectnicas. Por ejemlo, el centro de la pennsula Ibrica est ocupada por los macizos tectnicos que forman las sierras de Gredos y Guadarrama. Por ltimo, una fosa tectnica o Graben es una asociacin de fallas que da lugar a una regin deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas tectnicas se producen en reas en las que se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilmetros de ancho y varios miles de kilmetros de longitud. Los valles se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor. As sucede, por ejemplo, en el valle del ro Tajo, en la pennsula Ibrica.

TSUNAMISUn TSUNAMI (del japons TSU: puerto o baha, NAMI: ola) es una ola o serie de olas que se producen en una masa de agua al ser empujada violentamente por una fuerza que la desplaza verticalmente. Este trmino fue adoptado en un congreso de 1963. Los terremotos submarinos provocan movimientos del agua del mar (maremotos o tsunamis). Los tsunamis son olas enormes con longitudes de onda de hasta 100 kilmetros que viajan a velocidades de 700 a 1000 km/h. En alta mar la altura de la ola es pequea, sin superar el metro; pero cuando llegan a la costa, al rodar sobre el fondo marino alcanzan alturas mucho mayores, de hasta 30 y ms metros. El tsunami est formado por varias olas que llegan separadas entre s unos 15 o 20 minutos. La primera que llega no suele ser la ms alta, sino que es muy parecida a las normales. Despus se produce un impresionante descenso del nivel del mar seguido por la primera ola gigantesca y a continuacin por varias ms. La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar ha ocasionado muchas vctimas entre las personas que, imprudentemente, se acercan por curiosidad u otros motivos, a la lnea de costa.

Espaa puede sufrir tsunamis catastrficos, como qued comprobado en el terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia de este sismo varias grandes olas arrasaron el golfo de Cdiz causando ms de 2.000 muertos y muchos heridos. En 1946 se cre la red de alerta de tsunamis despus del maremoto que arras la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos ms del Pacfico. Hawaii es afectado por un tsunami catastrfico cada 25 aos, aproximadamente, y EEUU, junto con otros pases, han puesto estaciones de vigilancia y detectores que avisan de la aparicin de olas producidas por sismos. Terremotos, volcanes, meteoritos, derrumbes costeros o subterrneos e incluso explosiones de gran magnitud pueden generar un TSUNAMI. Antiguamente se les llamaba marejadas, maremotos u ondas ssmicas marina, pero estos trminos han ido quedando obsoletos, ya que no describen adecuadamente el fenmeno. Los dos primeros implican movimientos de marea, que es un fenmeno diferente y que tiene que ver con un desbalance ocenico provocado por la atraccin gravitacional ejercida por los planetas, el sol y especialmente la luna. Las ondas ssmicas, por otra parte, implican un terremoto y ya vimos que hay varias otras causas de un TSUNAMI. Un tsunami generalmente no es sentido por las naves en alta mar (las olas en alta mar son pequeas) ni puede visualizarse desde la altura de un avin volando sobre el mar. Como puede suponerse, los tsunamis pueden ser ocasionados por terremotos locales o por terremotos ocurridos a distancia. De ambos, los primeros son los que producen daos ms devastadores debido a que no se alcanza a contar con tiempo suficiente para evacuar la zona (generalmente se producen entre 10 y 20 minutos despus del terremoto) y a que el terremoto por s mismo genera terror y caos que hacen muy difcil organizar una evacuacin ordenada.

Causas de los TsunamisComo se mencionaba en el punto anterior, los Terremotos son la gran causa de tsunamis. Para que un terremoto origine un tsunami el fondo marino debe ser movido abruptamente en sentido vertical, de modo que el ocano es impulsado fuera de su equilibrio normal. Cuando esta inmensa masa de agua trata de recuperar su equilibrio, se generan las olas. El tamao del tsunami estar determinado por la magnitud de la deformacin vertical del fondo marino. No todos los terremotos generan tsunamis, sino slo aquellos de magnitud considerable, que ocurren bajo el lecho marino y que son capaces de deformarlo. Si bien cualquier ocano puede experimentar un tsunami, es ms frecuente que ocurran en el Ocano Pacfico, cuyas mrgenes son ms comnmente asiento de terremotos de

magnitudes considerables (especialmente las costas de Chile y Per y Japn). Adems el tipo de falla que ocurre entre las placas de Nazca y Sudamericana, llamada de subduccin, esto es que una placa se va deslizando bajo la otra, hacen ms propicia la deformidad del fondo marino y por ende los tsunamis. A pesar de lo dicho anteriormente, se han reportado tsunamis devastadores en los Ocanos Atlnticos e Indico, as como el Mar Mediterrneo. Un gran tsunami acompa los terremotos de Lisboa en 1755, el del Paso de Mona de Puerto Rico en 1918, y el de Grand Banks de Canad en 1929. Las avalanchas, erupciones volcnicas y explosiones submarinas pueden ocasionar tsunamis que suelen disiparse rpidamente, sin alcanzar a provocar daos en sus mrgenes continentales. Respecto de los meteoritos, no hay antecedentes confiables acerca de su ocurrencia, pero la onda expansiva que provocaran al entrar al ocano o el impacto en el fondo marino en caso de caer en zona de baja profundidad, son factores bastante sustentables como para pensar en ellos como eventual causa de tsunami, especialmente si se trata de un meteorito de gran tamao.

Caractersticas fsicas de un tsunamiDebido a la gran longitud de onda estas olas siempre sienten el fondo (son refractadas), ya que la profundidad siempre es inferior a la mitad de la longitud de onda (valor crtico que separa las olas de agua profunda de las olas de aguas someras). En consecuencia, en todo punto del ocano, la velocidad de propagacin del tsunami depende de la profundidad ocenica y puede ser calculado en funcin de ella. Formacin de un tsunami En donde V es la velocidad de propagacin, g la aceleracin de gravedad (9.81 m /seg2) y d la profundidad del fondo marino. Para el Ocano Pacfico la profundidad media es de 4.000 m, lo que da una velocidad de propagacin promedio de 198 m/s 713 km/h. De este modo, si la profundidad de las aguas disminuye, la velocidad del tsunami decrece. Cuando las profundidades son muy grandes, la onda de tsunami puede alcanzar gran velocidad, por ejemplo el tsunami del 4 de Noviembre de 1952 originado por un terremoto

ocurrido en Petropavlosk (Kamchatka), demor 20 horas y 40 minutos en llegar a Valparaso en el otro extremo del Pacfico, a una distancia de 8348 millas, avanzando a una velocidad media de 404 nudos. La altura de la ola al llegar a la costa es variable, en el caso sealado en Talcahuano se registraron olas de 3.6 metros; en Sitka (Alaska) de 0.30 metros y en California de 1 metro. Al aproximarse a las aguas bajas, las olas sufren fenmenos de refraccin y disminuyen su velocidad y longitud de onda, aumentando su altura. En mares profundos stas ondas pueden pasar inadvertidas ya que slo tiene amplitudes que bordean el metro; sin embargo al llegar a la costa pueden excepcionalmente alcanzar hasta 20 metros de altura. Es posible trazar cartas de propagacin de tsunamis, como se hace con las cartas de olas; la diferencia es que los tsunamis son refractados en todas partes por las variaciones de profundidad; mientras que con las olas ocurre slo cerca de la costa. Sus caractersticas difieren notablemente de las olas generadas por el viento. Toda onda tiene un efecto orbital que alcanza una profundidad igual a la mitad de su longitud de onda; as una ola generada por el viento slo en grandes tormentas puede alcanzar unos 300 metros de longitud de onda, lo cual indica que ejercer efecto hasta 150 metros de profundidad. Los tsunamis tienen normalmente longitudes de onda que superan los 50 kilmetros y pueden alcanzar hasta 1000 kilmetros, en tal caso el efecto orbital es constante y vigoroso en cualquier parte del fondo marino, ya que no existen profundidades semejantes en los ocanos.

Parmetros fsicos y geomtricos de la onda de tsunamiLa longitud de onda (L) de un tsunami corresponde al producto entre la velocidad de propagacin (V) y el perodo (T), relacin dada por: L=VxT de este modo, para una velocidad de propagacin V = 713 km/h, y un perodo T = 15 minutos, la longitud de onda es L = 178 km. Debido a su gran longitud onda, el desplazamiento de un tsunami a grandes profundidades se manifiesta en la superficie ocenica con amplitudes tan solo de unos pocos centmetros Las olas generadas por los vientos tienen perodos por lo general de menos de 15 segundos, a diferencia de las ondas de tsunami que oscilan entre 20 y 60 minutos. Esta caracterstica permite diferenciarlas claramente en un registro mareogrfico y por lo tanto advertir la presencia de un tsunami.

La altura de la ola H corresponde a la diferencia de nivel entre cresta y valle. Por otra parte, la cota mxima de inundacin R, corresponde al lugar de la costa donde los efectos del tsunami son mximos.

Poder Destructivo de un TsunamiLa fuerza destructiva del tsunami en reas costeras, depende de la combinacin de los siguientes factores: Magnitud del fenmeno que lo induce. En el caso de ser un sismo submarino se debe considerar la magnitud y profundidad de su foco. Influencia de la topografa submarina en la propagacin del tsunami. Distancia a la costa desde el punto donde ocurri el fenmeno (epicentro). Configuracin de la lnea de costa. Influencia de la orientacin del eje de una baha respecto al epicentro (caractersticas direccionales). Presencia o ausencia de corales o rompeolas, y el estado de la marea al tiempo de la llegada del tsunami. Influencia de la topografa en superficie, incluye pendientes y grado de rugosidad derivado de construcciones, arboles y otros obstculos en tierra.

Efectos en la costa.La llegada de un tsunami a las costas se manifiesta por un cambio anmalo en el nivel del mar, generalmente se presenta un aumento o recogimiento previo de las aguas; esta ltima situacin suele dejar descubiertas grandes extensiones del fondo marino. Posteriormente, se produce una sucesin rpida y acentuada de ascensos y descensos del nivel de las aguas, cuya altura puede variar entre uno y cuatro metros; sin embargo, se han registrado casos puntuales en que las olas alcanzaron alturas superiores a los Secuencia que muestra el estacionamiento del acuarium de Japn, antes, durante y despus del tsunami de 1983. Tsunami en la costa La ola de un tsunami acumula gran cantidad de energa; cuando llega a la lnea costera, esta ola avanza sobre la tierra alcanzando alturas importantes sobre el nivel medio del mar. La ola y el flujo que le sigue, cuando encuentran un obstculo descargan su energa

impactando con gran fuerza. La dinmica de un tsunami en tierra es bastante compleja y normalmente no predecible; esto se debe a que influyen factores muy diversos como son: el perodo, la altura de la ola, la topografa submarina y terrestre determinando daos de diversa intensidad. Los efectos de un tsunami son diferentes dependiendo de la duracin del perodo. Con corto perodo, la ola llega a tierra con una fuerte corriente, y con perodo largo, se produce una inundacin lenta con poca corriente. Por otra parte, mientras mayor sea la altura de la ola, mayor es la energa acumulada; por lo tanto, y dependiendo de la pendiente y morfologa del terreno, mayor ser la extensin de las reas inundadas. Al respecto, estudios japoneses han determinado que mientras menor es la pendiente de la ola (razn entre la altura y la longitud de onda) mayor ser la altura mxima de inundacin. Por otra parte, las variaciones en las formas y las pendientes de la batimetra submarina cercana a la lnea de costa influye directamente en el potencial de energa del tsunami, ocurriendo amplificacin o atenuacin de las ondas. As, una costa en peldaos que tenga una plataforma continental escalonada con bruscos cambios de pendiente, har que la onda de tsunami pierda gradualmente su energa cintica y por tanto potencial, lo anterior debido a los choques sucesivos de la masa de agua con el fondo marino. Las olas van disipando su energa en las paredes con los cambios bruscos de profundidad. En tanto, una costa con topografa de pendientes suaves en forma de rampas en que la plataforma continental penetra suavemente en el mar, permitir que la energa del tsunami sea transmitida en su totalidad, y por lo tanto, se incrementa el poder destructivo del mismo. Estas son costas de alto riesgo con olas de gran altura que producen inundacin. En este caso la prdida de energa es slo por roce. En las bahas puede haber reflexin en los bordes de las costas; en este caso si el perodo es igual (o mltiplo entero) al tiempo que demora en recorrer la baha, al llegar la segunda ola puede verse reforzada con un remanente de la primera y aumentar la energa al interior de la baha, este es el fenmeno de resonancia. Esta condicin puede producir la amplificacin de las alturas del tsunami al interior de una baha como ocurre en la baha de Concepcin (SHOA, 1995). La figura complementaria muestra la forma rectangular de la baha con 14, 6 kilmetros de largo por 11,7 kilmetros de ancho, con una profundidad media de 25 metros. En 25 metros de profundidad la velocidad del tsunami es de 15,6 m/segundos o bien 56,3 km/hora, lo que significa que este recorre el largo de la baha en 15,5 minutos y el ancho en 12,5 segundos.

La topografa de las tierras emergidas influye directamente en la penetracin del tsunami en superficie. Cuando la pendiente es relativamente fuerte la extensin de la zona inundada no es significativa, en cambio, cuando el terreno es plano o con escasa pendiente, la penetracin puede abarcar kilmetros tierras adentro.

Escala de grados de tsunami segn Inamura y Iida, transcrita por Wiegel Grado tsunami m 0 1 2 3 4 Altura de la Cota mxima de ola H inundacin R (metros) (metros) 1-2 2-5 5 - 10 10 - 20 > 30 1 - 1.5 2-3 4-6 8 - 12 16 - 24 Descripcin de los daos No produce daos. Casas inundadas y botes destruidos son arrastrados. Personas, barcos y casas son barridos. Daos extendidos a lo largo de 400 km de la costa. Daos extendidos sobre ms de 500 km a lo largo de la lnea costera.

La altura de la ola H corresponde a la diferencia de nivel entre cresta y valle. Por otra parte, la cota mxima de inundacin R, corresponde al lugar de la costa donde los efectos del tsunami son mximos.

Pangea, el sper continente. Se advierte claramente en un mapamundi, que si los continentes pudieran moverse como en un rompecabezas los perfiles de frica y Amrica coincidiran. Esta observacin inspir al gelogo Alemn Alfred Wegener una teora verdaderamente revolucionaria; dedujo que los siete continentes del planeta estuvieron unidos en otros tiempos formando una masa nica. El sper continente primitivo fue llamado Pangea, que significa todo tierra. La separacin de los continentes Hace cientos de millones de aos los actuales continentes se separaron como islas fugitivas sobre un mar de roca fundente. La teora de Wegener haca comprensible la distribucin sobre la Tierra de muchos animales y plantas, vivos y extinguidos.

Especies afines en los distintos continentes En efecto numerosos peces de aguas dulces existentes en Amrica del Sur tienen parientes afines en frica, sera absurdo suponer que hubieran podido cruzar un ocano de agua salada y de miles de kilmetros. Los cerdos guaneanos slo se encuentran en estado salvaje en frica y en Amrica del Sur, es poco probable que hayan evolucionado de manera independiente en ambas zonas. A pesar de su congruencia, la teora de Wegener tard ms de medio siglo en ser aceptada. Confirm su validez el estudio de las estructuras magnticas del suelo marino. Las rocas se asientan en el fondo del mar en estado de fusin y las partculas de hierro

que contienen oscilan como pequeas brjulas y se orientan haca el Polo Norte. Cuando las rocas se solidifican la orientacin magntica queda fijada. Slo pueden sealar en direccin distinta al Polo Norte si las ro en que se asientan se mueven tambin. En los aos setenta se descubri que las brjulas del suelo marino han apuntado en distintas direcciones a travs de los tiempos. La imagen pasada y futura del desplazamiento de los continentes La teora de Wegener ha recibido en 1968 su ltima gran confirmacin, cuando el Glomar Challenger, barco al servicio de la investigacin, fletado por los EE. UU., realiz un viaje altamente satisfactorio. Mediante perforaciones efectuadas en el suelo marino, hasta cinco kilmetros y medio de profundidad, los gelogos del Glomar Challenger pudieron trazar una imagen, no solo del pasado, sino tambin del futuro de la Tierra. Hoy se piensa que la actual disposicin en siete continentes arranc hace 150 millones de aos. Entonces, dos sper continentes, que los gelogos denominaron Laurasia y Gondwanaland comenzaron a escindirse. Se mueven las plataformas de los continentes La tierra y el suelo marino descansan sobre diversa plataformas de roca, cuyo espesor oscila entre 60 y 100 kilmetros. La plataforma que cubre al globo, se mueve a una velocidad de 2 a 15 centmetros al ao, aunque efectuados con gran lentitud, estos desplazamientos son enormes a travs de cientos de millones de aos. En efecto frica estuvo antes sobre el Polo Sur y parte de los EE. UU sobre el Polo Norte. El carbn del Norte de Europa, as como el petrleo de Alaska y del mar del Norte, pudieron haberse formado en los trpicos y trasladados despus a sus actuales latitudes. Chocan las plataformas de los continentes Cuando chocan las plataformas pueden formarse montaas como pliegues de una enorme alfombra empujada haca arriba. El Himalaya se form al chocar con Asia el subcontinente de la India que se mova haca el Norte a la velocidad vertiginosas, en trminos geolgicos, de 25 kilmetros por cada milln de ao.

Se separan los continentes La friccin de las plataformas entre si origina terremotos. La roca fundida que rebosa por las grietas o los extremos de las plataformas remodela constantemente la corteza terrestre. En ciertas zonas produce volcanes. En medio del Atlntico a miles de metros de profundidad, existe una abertura por donde el material fundido ha creado una

cordillera tan alta como las Montaas Rocosas. La formacin de esta cadena obliga a Europa y Amrica a separarse lentamente. Pangea (Pangaea) fue el supercontinente formado por la unin de algunos continentes actuales que se cree que existi durante las eras Paleozoica y Mesozoica, antes de que los continentes que lo componan fuesen separados por el movimiento de las placas tectnicas y conformaran su configuracin actual. Este nombre aparentemente fue usado por primera vez por el alemn Alfred Wegener, principal autor de la teora de la deriva continental, en 1912. Procede del prefijo griego "pan" que significa "todo" y de la palabra en griego "gea" "suelo" o "tierra" ( Ga a, Ga o G ). De este modo, quedara una palabra cuyo significado es "toda la tierra". Se cree que la forma original de Pangea era una masa de tierra con forma de "C" distribuida a travs del Ecuador. Ya que el tamao masivo de Pangea era muy amplio, las regiones internas de tierra debieron ser muy secas debido a la falta de precipitacin. El gran supercontinente habra permitido que los animales terrestres emigraran libremente desde el Polo Sur al Polo Norte. Al extenso ocano que una vez rode al supercontinente de Pangea se le ha denominado Pantalasa (Panthalassa). Se estima que Pangea se form a finales del perodo Prmico (hace aproximadamente 300 millones de aos) cuando los continentes, que antes estaban separados, se unieron formando un slo supercontinente rodeado por un nico mar.Mapa fsico de Pangea basado en el de Christopher R. Scotese.

Pangea habra comenzado a fragmentarse entre finales del Trisico y comienzos del Jursico (hace aproximadamente 200 millones de aos), producto de los cambios y movimientos de las placas tectnicas. El proceso de fragmentacin de este supercontinente condujo primero a dos continentes, Gondwana al sur y Laurasia al norte, separados por un mar circumecuatorial (mar de Tetis) y posteriormente a los continentes que conocemos hoy. Dicho proceso geolgico de desplazamiento de las masas continentales (deriva continental) se mantiene en marcha al da de hoy.

LA FORMACIN DE PANGEA

Distribucin de los continentes hace 500 millones de aos durante el Cmbrico Inferior, una vez que Pannotia se fragmentase. Los tres pequeos continentes son Laurentia,Siberia y Bltica, mientras que el grande es Gondwana. Elocano Proto-Tetis se localiza entre Gondwana y los pequeos continentes, el ocano Khanty entre Siberia y Bltica y el ocano Iapetus entre Laurentia y Bltica.

Distribucin de los continentes hace 470 millones de aos durante el Ordovcico Medio. Abajo, el microcontinente deAvalonia.

Distribucin de los

continentes

hace 430 millones

de aos

durante el Silrico. Los pequeos

continentes

son Siberia yLaurentia-Bltica-Avalonia (Euroamrica), mientras que el ms grande es Gondwana. Ahora entre Gondwana y Euramrica se extiende el ocano Rheico. Entre Euramrica y Siberia, el ocano Ural sustituye al ocano Khanty.

Distribucin de los continentes hace 370 millones de aos durante el Devnico. Al norte est situado el continenteSiberia, en el medio el supercontinente de Euramrica, y al sur Gondwana. Los microcontinentes de China del Norte yChina del Sur se desgajan de Gondwana y a su paso eloceano Proto-Tetis es sustituido por el ocano Paleo-Tetis.

Distribucin de los continentes hace 300 millones de aos a finales del Carbonfero. Al norte est situado el continenteSiberia, en el medio el supercontinente de Euramrica, y al sur Gondwana. Al este se encuentran China del Norte yChina del Sur, bordeando el ocano Paleo-Tetis. Al sur,Cimmeria se desgaja de Gondwana y a su paso el ocano Paleo-Tetis ser reemplazado por el ocano Tetis.

Rodinia, que se form hace 1100 millones de aos durante el Proterozoico, fue el supercontinente del que derivaron todos loscontinentes subsecuentes. No se descarta la posibilidad de la existencia de supercontinentes anteriores a Rodinia, formados y desintegrados cclicamente durante los 4.600 millones de aos de existencia de la Tierra. Rodinia se fragment hace unos 750 millones de aos y despus los fragmentos volvieron a reunirse en el supercontinente Pannotia hace 600 millones de aos. Pero una vez ms, el supercontinente nico se vuelve a fragmentar. Hace 540 millones de aos, slo despus de 60 millones de aos de su formacin, Pannotia se divide en dos fragmentos: Gondwana al sur y Proto-Laurasia, ms pequeo, al norte. El supercontinente menor, Proto-Laurasia se desplaz lejos de Gondwana a travs del ocano Pantalsico. Un ocano nuevo se form entre los dos continentes, el ocano Proto-Tetis. Inmediatamente, Proto-Laurasia se parti en varios segmentos para crearLaurentia, Siberia y Bltica. Esta separacin tambin propici la generacin de dos ocanos nuevos, el Iapetus y Khanty. Bltica permaneci al este de Laurentia, y Siberia se asent al noreste de Laurentia. Durante el Cmbrico, el continente independiente de Laurentia (qu posteriormente se convirti en Norteamrica) estuvo fijo en el Ecuador, rodeado con tres ocanos, el ocano

Pantalsico al norte y al oeste, el ocano Iapetus al sur, y el ocano Khanty al este. Al inicio delOrdovcico, el microcontinente de Avalonia (una masa de tierra que se convertira en los Estados Unidos, Nueva Escocia e Inglaterra), se separ de Gondwana y comenz su viaje hacia Laurentia. Hacia el final del Ordovcico, Bltica choc con Laurentia, y el norte de Avalonia choc con Bltica y Laurentia. Entonces, Laurentia, Bltica y Avalonia se unieron para conformar al supercontinente menor deEuramrica o Laurusia, cerrando el ocano Iapetus, mientras que el ocano Rheico se expandi hacia la costa meridional de Avalonia. La colisin tambin dio lugar a la formacin de los Apalaches norteos. Siberia se asent cerca de Euramrica con el ocano Khanty entre los dos continentes. Mientras todo esto estaba sucediendo, Gondwana se desplaz lentamente hacia el polo sur. Este fue el primer paso de la formacin de Pangea. El segundo paso en la formacin de Pangea fue la colisin de Gondwana con Euramrica y se une a ella. Durante el Silrico, Bltica ya haba chocado con Laurentia para formar Euramrica. Avalonia no haba chocado con Laurentia todava, y una va martima entre ellos (que era un remanente del ocano Iapetus) todava se contraa al mismo tiempo que Avalonia avanzaba lentamente hacia Laurentia. Mientras tanto, Europa meridional se separ de Gondwana y comenz a dirigirse hacia Euramrica a travs del recientemente formado ocano Rheico y colision con Bltica meridional durante el Devnico. Sin embargo, este microcontinente tan solo era una placa ocenica. El ocano Khanty (el ocano hermano de Iapetus), tambin se contrajo al mismo tiempo que un arco insular desgajado de Siberia choc con Bltica del este (ahora parte de Euramrica). Detrs de este arco insular se estaba formando un ocano nuevo, el ocano Ural. Al final del Silrico, los microcontinentes de China del Norte y China del Sur se desgajaron de Gondwana y comenzaron a dirigirse hacia el norte a travs del ocano Proto-Tetis, abriendo desde el sur el ocano Paleo-Tetis. En el perodo Devnico, Gondwana se desplaz hacia Euramrica, lo que caus que el ocano Rheico se contrajera. Al inicio del Carbonfero, el noroeste de frica haba tocado la costa sudeste de Euramrica, creando la porcin meridional de las montaas Apalaches y las Montaas Atlas.Sudamrica se movi hacia el norte con direccin a Euramrica meridional, mientras que la porcin del este de Gondwana (India, Antrtida y Australia) se dirigi hacia el polo sur desde el ecuador. China del Norte y China del Sur se encontraban en continentes independientes. Hacia la mitad del Carbonfero, el microcontinente de Kazakhstania haba chocado con Siberia (el continente siberiano haba sido un continente separado durante millones de aos desde la fragmentacin del supercontiente Pannotia). Al final del Carbonfero, el oeste de Kazakhstania choc con Bltica, cerrando los ocanos Ural y Proto-Tetis entre ellos (orogenia Uraliana), causando la formacin de las montaas de los Urales y la formacin del supercontinente deLaurasia. Mientras tanto, Sudamrica haba chocado con el sur de Laurentia, cerrando el ocano Rheico y formando la parte sur de los Apalaches y las montaas de Ouachita. Para este tiempo, Gondwana se posicion cerca del polo sur, y se formaron glaciares en la Antrtida, la India, Australia, frica meridional y Sudamrica. El bloque del norte de

China choc con Siberia al final del Carbonfero, cerrando por completo el ocano ProtoTetis. Para el inicio del Prmico temprano, la placa Cimmeriana se desgaj de Gondwana y se dirigi hacia Laurasia, formando un ocano nuevo en su extremo meridional, el ocano Tetis, y cerrando el ocano Paleo-Tetis. La mayora de las masas de tierra estaban reunidas en una sola entidad. Para el perodo Trisico, Pangea rot ligeramente en direccin al sudoeste. La placa Cimmeriana todava viajaba a travs del cada vez ms pequeo ocano Paleo-Tetis, hasta la mitad del Jursico. Paleo-Tetis se cerr de oeste a este, creando la orogenia Cimmeriana. Pangea pareca una "C", con un ocano dentro de la "C", el nuevo ocano Tetis. No obstante, Pangea se desuni durante el Jursico Medio, y esta fragmentacin se explica en el siguiente apartado.

La separacin de PangeaSeparacin de Pangea.

Hubo tres fases importantes en la desintegracin de Pangea. La primera fase comenz al principio-mitad del Jursico, cuando en Pangea se cre una grieta que abarcaba desde el ocano Thetis al este hasta el Pacfico al oeste. Esta grieta separ Norteamrica de frica y produjo mltiples fallas, siendo el ro Misisipi la ms grande de ellas. La grieta produjo un nuevo ocano, el ocano Atlntico. Este ocano no se abri uniformemente, sino que el desplazamiento comenz en el Atlntico NorteCentral; el Atlntico sur no se abrira hasta el Cretceo. Laurasiacomenz a rotar hacia la derecha y se movi hacia el norte con Norteamrica al norte, y Eurasia al sur. El movimiento Laurasia en favor de las manecillas del reloj tambin condujo al cierre del ocano Tetis. Mientras tanto, en el otro lado, en frica, se formaron nuevas grietas a lo largo de los mrgenes adyacentes de frica, de Antrtida y del este de Madagascar, lo que que conducira a la formacin del ocano ndico, que tambin se abrira durante el Cretceo.

Distribucin de los continentes hace 220 millones de aos durante el Trisico Superior. En la primera fase de la separacin de Pangea, una grieta empieza a formarse entre el oeste y el ocano Tetis.

Distribucin de los continentes hace 150 millones de aos durante el Jursico Superior. Comienza la segunda fase de la separacin de Pangea. Gondwana se fragmenta en frica,Sudamrica, India y Antrtida/Australia.

Distribucin de los continentes hace 90 millones de aos durante el Cretcico Superior. El ocano Atlntico contina abrindose. La India se aleja de frica y conforme se desplaza al norte va cerrando el ocano Tetis y abriendo elocano ndico.

Distribucin de los continentes hace 50 millones de aos durante el Eoceno. Durante la tercera fase de la separacin de Pangea, Norteamrica y Groenlandia se separan deEurasia, la India colisiona

con Asia, Australia se separa de la Antrtida y sta de Sudamrica.

La segunda fase importante de la desintegracin de Pangea comenz al inicio delCretceo (hace 150-140 millones de aos), cuando el supercontinente Gondwana se dividi en cuatro continentes ms pequeos (frica, Sudamrica, India y Antrtida/Australia). Hace cerca de 200 millones de aos, el continente de Cimmeria, segn lo mencionado arriba ("la formacin de Pangea"), choc con Eurasia. Sin embargo, a la vez que se produca esta colisin, se form la nueva zona de subduccin que se denomina fosa de Tetis. Esta fosa produjo la subduccin de la dorsal ocenica de Tetis, responsable de la expansin del ocano Tetis. Esta subduccin probablemente caus que frica, la India y Australia se movieran hacia el norte. Al inicio del Cretceo, Atntica, la Sudamrica de hoy, y frica, finalmente se separaron de Gondwana (es decir, se separaron de la Antrtida, India y Australia), causando la apertura de un "ocano ndico del sur". En el Cretceo medio, Gondwana se fragment para abrir el Ocano Atlntico del sur mientras Sudamrica comenz a moverse hacia el oeste alejndose de frica. El Atlntico del sur no se desarroll uniformemente, se separ de sur al norte como una cremallera. As tambin al mismo tiempo, Madagascar y la India comenzaron a separarse de la Antrtida y se movieron hacia el norte, abriendo el ocano ndico. Madagascar y la India se separaron hace aproximadamente de 100 a 90 millones de aos durante el Cretceo tardo. La India continu movindose hacia el norte con direccin aEurasia a una velocidad de 15 centmetros por ao (un record de movimiento tectnico), cerrando el ocano Tetis, mientras que Madagascar se detuvo y encallo con la placa Africana. Nueva Zelanda yNueva Caledonia comenzaron a moverse desde Australia hacia el este en direccin del Pacfico, abriendo el Mar del Coral y el Mar de Tasmania. Desde entonces, han sido islas independientes. La tercera fase principal (y final) de la desintegracin de Pangea ocurri al inicio del Cenozoico (Paleoceno - Oligoceno). Norteamrica/Groelandia finalmente se separ de Eurasia, abriendo el mar Noruego hace cerca de 60-55 millones de aos. Los ocanos ndico y Atlntico continuaron expandindose, cerrando el ocano Tetis. Mientras tanto, Australia se separ de la Antrtida y se movi rpidamente hacia el norte, as como lo hizo la India hace ms de 40 millones de aos antes, actualmente se encuentra en curso de colisin con el este de Asia. Australia y la India se estn moviendo actualmente en direccin noreste a una velocidad de 5-6 centmetros por ao. La Antrtida ha estado en (o muy cerca de) el polo sur desde la formacin de Pangea (desde hace 280 millones de aos). La India comenz a chocar con Asia hace cerca de 35 millones de aos, formando la orogenia Himalaya, finalmente cerrando con esto la va martima de Tetis; esta colisin aun contina hoy. La placa africana comenz a cambiar su direccin, del oeste al noroeste hacia Europa, mientras que Sudamrica comenz a moverse en direccin al norte separndose de la Antrtida, permitiendo por primera vez la completa circulacin ocenica alrededor de Antrtida, causando un rpido enfriamiento del continente y permitiendo la formacin de losglaciares. Otros acontecimientos importantes ocurrieron durante el Cenozoico, incluyendo la apertura del golfo de California, el levantamiento de los Alpes, y la apertura del Mar del Japn. La desintegracin de Pangea contina hoy da, en la grieta al este de frica; adems, las colisiones en curso pueden indicar la creacin incipiente de un nuevo supercontinente.

PROCESO DE ELABORACIN DEL CEMENTOSe denomina cemento a un conglomerante formado a partir de una mezcla de caliza y arcilla calcinadas y posteriormente molidas, que tiene la propiedad de endurecer al contacto con el agua. Mezclado con agregados ptreos (grava y arena) y agua, crea una mezcla uniforme, maleable y plstica que fragua y se endurece, adquiriendo consistencia ptrea, denominada hormign(en Espaa, parte de Sudamrica y el Caribe hispano) o concreto (en Mxico y parte de Sudamrica). Su uso est muy generalizado en construccin e ingeniera civil. Historia Desde la antigedad se emplearon pastas, greda y morteros elaborados con arcilla, yeso o cal para unir mampuestos en las edificaciones. Fue en la Antigua Grecia cuando empezaron a usarse tobas volcnicas extradas de la isla de Santorini, los primeros cementos naturales. En el siglo I a. C. se empez a utilizar el cemento natural en la Antigua Roma, obtenido enPozzuoli, cerca del Vesubio. La bveda del Panten es un ejemplo de ello. En el siglo XVIII John Smeaton construye lacimentacin de un faro en el acantilado de Edystone, en la costa Cornwall, empleando un mortero de cal calcinada. El siglo XIX,Joseph Aspdin y James Parker patentaron en 1824 el Portland Cement, denominado as por su color gris verdoso oscuro similar a la piedra de Portland. Isaac Johnson, en 1845, obtiene el prototipo del cemento moderno, con una mezcla de caliza y arcilla calcinada a alta temperatura. En el siglo XX surge el auge de la industria del cemento, debido a los experimentos de los qumicos franceses Vicat y Le Chatelier y el alemn Michalis, que logran cemento de calidad homognea; la invencin del horno rotatorio para calcinacin y el molino tubular y los mtodos de transportar hormign fresco ideados por Juergen Heinrich Magens que patenta entre 1903 y 1907.

CARACTERSTICAS ESPECIALES DE LOS CEMENTOSSe consideran caractersticas especiales: la resistencia a los sulfatos, la baja reactividad lcali agregado, el bajo calor de hidratacin y el color blanco. Los respectivos cementos deben tener una designacin adicional acorde con la(s) caracterstica(s) especial(es) que presente(n). Cementos resistentes a los sulfatos Se consideran cementos con resistencia al ataque de los sulfatos, aquellos que por su comportamiento cumplan con el requisito de expansin limitada de acuerdo con el mtodo de prueba establecido.

Cementos de baja reactividad lcali agregado Se consideran cementos de baja reactividad lcali agregado, aquellos que cumplan con el requisito de expansin limitada en la reaccin lcali agregado, de acuerdo con el mtodo de prueba establecido. Cementos de bajo calor de hidratacin Se consideran cementos de bajo calor de hidratacin, aquellos que desarrollen un calor de hidratacin igual o inferior al especificado en esta norma. Cementos blancos Se consideran cementos blancos todos aquellos cuyo ndice de blancura sea igual o superior que el valor de referencia de esta norma. Cemento Hidrulico Es un material inorgnico finamente pulverizado, comnmente conocido como cemento, que al agregarle agua, ya sea solo o mezclado con arena, grava, asbesto u otros materiales similares, tiene la propiedad de fraguar y endurecer, incluso bajo el agua, en virtud de reacciones qumicas durante la hidratacin y que, una vez endurecido, conserva su resistencia y estabilidad. Cemento con escoria granulada de alto horno Es el conglomerante hidrulico que resulta de la molienda conjunta de elnker portland y mayoritariamente escoda granulada de alto horno y sulfato de calcio. Cemento portland ordinario Es el cemento producido a base de la molienda de clnker portland y usualmente sulfato de calcio. Cemento portland compuesto Es el conglomerante hidrulico que resulta de la molienda conjunta del clnker portland que, usualmente contiene sulfato de calcio y una mezcla de materiales puzolnicos, escoria de alto horno y caliza. En el caso de la caliza, ste puede ser componente nico. Cemento Portland con escoria granulada de alto horno Es el conglomerante hidrulico que resulta de la molienda conjunta de clnker Portland, escoda granulada de alto horno y usualmente sulfato de calcio. Cemento Portland con humo de slice Es el conglomerante hidrulico que resulta de la molienda conjunta de clnker portland, humo de slice y usualmente sulfato de calcio.

Cemento portland puzolnico Es el conginmerante hidrulico que resulta de la molienda conjunta de elnker portland, materiales puzolnicos y usualmente sulfato de calcio. Cenizas volantes las cenizas volantes se obtienen por precipitacin electrosttica o por captacin mecnica de los polvos que acompaan a los gases de combustin de los quemadores de centrales termoelctricas alimentadas con carbones pulverizados. Se consideran como materiales puzolnicos. Clnker portland Es el producto artificial obtenido por sinterizacin de los crudos correspondientes, es decir, por la calcinacin y sinterizacin de los mismos a la temperatura y durante el tiempo necesario, y por enfriamiento adecuado, a fin de que dichos productos tengan la composicin qumica y la constitucin mineralgica requerida. Los crudos de elnker portland son mezclas suficientemente finas, homogneas y adecuadamente dosificadas a partir de materias primas que contienen cal (Ca0), slice (SiO2), almina (A1203), xido frrico (Fe2O3) y pequeas cantidades de otros compuestos minoritarios, los cuales se clinkerizan. Escoria granulada de alto horno Es el subproducto no metlico constituido esencialmente por silicatos y aluminosilicatos clcicos, que se obtienen por el enfriamiento brusco con agua o vapor y aire, del residuo que se produce simultneamente con la fusin de minerales de fierro en el alto horno. Humo de slice El humo de slice es un material puzolnico muy fino, compuesto principalmente de slice amorfa, que es un subproducto de la fabricacin de silicio o aleaciones de ferro - silicio con arco elctrico (tambin conocido como humo de slice condensado o microslice). Puzolanas Las puzolanas son sustancias naturales, artificiales y/o subproductos industriales, silceas o silicoaluminosas, o una combinacin de ambas, las cuales no endurecen por s mismas cuando se mezclan con agua, pero finamente molidos, reaccionan en presencia de agua a la temperatura ambiente con el hidrxido de calcio y forman compuestas con propiedades cementantes. Sulfato de calcio (comnmente conocido corno yeso) El sulfato de calcio es el producto natural o artificial que se utiliza para regular el tiempo de fraguado y se presenta en diferentes estados: anhidrita (CaSO4), yeso (CaSO4 - 2 H20) y hemihidrato (CaSO4 -112 H20).

TIPOS DE CEMENTO

Se pueden establecer dos tipos bsicos de cementos: 1. de origen arcilloso: obtenidos a partir de arcilla y piedra caliza en proporcin 1 a 4 aproximadamente; 2. de origen puzolnico: la puzolana del cemento puede ser de origen orgnico o volcnico. Existen diversos tipos de cemento, diferentes por su composicin, por sus propiedades de resistencia y durabilidad, y por lo tanto por sus destinos y usos. Desde el punto de vista qumico se trata en general de una mezcla de silicatos y aluminatos de calcio, obtenidos a travs del cocido de calcreo, arcilla y arena. El material obtenido, molido muy finamente, una vez que se mezcla con agua se hidrata y solidifica progresivamente. Puesto que la composicin qumica de los cementos es compleja, se utilizan terminologas especficas para definir las composiciones. Clasificacin Los cementos conforme a esta norma se clasifican de acuerdo con lo especificado en la Tabla 1: Tabla 1. - Tipos de cemento (Clasificacin)

Tipo CPO CPP CPEG CPC CPS CEG

Denominacin Cemento Portland ordinario Cemento Portland Puzolnico Cemento Portland con escoria granulada de alto horno Cemento Portland Compuesto Cemento Portland con humo Silce. Cemento con Escoria Granulada de alto horno

Los tipos de cemento definidos en la Tabla 1 pueden presentar adicionalmente una o ms caractersticas especiales, mismas que se clasifican de acuerdo a la Tabla 2 Tabla 2. - Cementos con caractersticas especiales. Nomenclatura Caractersticas especiales RS Resistente a los sulfatos BRA Baja Reactividad lcali agregado BCH Bajo calor de Hidratacin. B Blanco

Composicin La composicin de los tipos de cemento queda delimitada de acuerdo a la Tabla 3. Tabla 3. - Composicin de los cementos. Componentes Principales

Clnker Tipo Denominacin

Escoria Humo minoritarios Portland granulada Materiales de Caliza + yeso de alto puzolnicos slice horno 95 - 100 50 - 94 6 -50 0-5 0-5

Cemento Portland Ordinario CPP Cemento Portland Puzolnico CPEG Cemento Portland con Escoria Granulada de Alto Horno CPC Cemento Portland Compuesto CPS Cemento Portland con humo de Slice CEG Cemento con Escoria Granulada de alto horno

CPO

40 - 94

6 - 60

-

-

-

0-5

50 - 94 90 - 99

6 - 35 -

6 - 35 -

1 - 10 6 - 35 1 - 10 -

0-5 0-5

20 - 39

61 - 80

-

-

-

0-5

Clases resistentes del cemento. Los cementos se clasifican por su resistencia mecnica a la compresin en cinco clases resistentes de acuerdo con la tabla 4

ESPECIFICACIONES DEL CEMENTOS Mecnicas Resistencia Normal La resistencia normal de un cemento es la resistencia mecnica a la compresin a los 28 das y se indica por las clases resistentes 20, 30 40. Esta subclasificacin se indica a continuacin de la designacin normalizada por el tipo de cemento de acuerdo con el inciso 5.1. Resistencia inicial La resistencia inicial de un cemento es la resistencia mecnica a la compresin a los 3 das. Para indicar que un tipo de cemento debe cumplir con una resistencia inicial especificada, se le agrega la letra R depus de la clase. Slo se definen valores de resistencia inicial a 30 R y 40 R (ver Tabla 4) Fsicas Tiempos de fraguado. Para todos los tipos de cemento y todas las clases resistentes se debe cumplir con las especificaciones de tiempo de fraguado indicados en la Tabla 4. Tabla 4. - Especificaciones mecnicas y fsicas Estabilidad de Volumen de autoclave Clase (%) resistente 3 das 28 das Inicial Final Expansin Contraccin Mnimo Mnimo Mximo Mnimo Mximo Mximo Mximo 20 - (*) 20 40 45 600 0.80 0.20 30 - (*) 30 50 45 600 0.80 0.20 30 R 20 30 50 45 600 0.80 0.20 40 - (*) 40 45 600 0.80 0.20 40 R 30 40 45 600 0.80 0.20 Resistencia a compresin (N/mn2) Tiempo de fraguado (min.)

Caractersticas de los componentes principales. os componentes principales usados en los cementos, deben cumplir las caractersticas mencionadas en la Tabla 5. Tabla 5. - Caractersticas de los componentes principales Componentes principales ndice de Carbonato de actividad de las calcio (CaCO3) (% adiciones a 28 mnimo) das con cemento CPO 30 (% mnimo) 75 75 100 --75

Escoria granulada de alto horno Materiales puzolnicos Humo de slice Caliza Qumicas

Contenido mximo de trixido de Azufre (SO3) La cantidad mxima permitida de Trixido de Azufre (SO3) en los cementos hidrulicos ser aquella que no cause expansi