Las fosas ocenicas son regiones deprimidas y alargadas del fondo submarino donde aumenta la profundidad del ocano. Es una forma de relieve ocenico que puede llegar hasta los 11 km de profundidad.La temperatura del agua en las fosas ocenicas suele ser muy baja, normalmente ente los 0 y 2C. De momento, la fosa ocenica ms profunda es la sima Challenger en la fosa de las Marianas con 11.033 metros de profundidad. Aunque no lo parezca, en las fosas ocenicas existe vida marina, como por ejemplo los moluscos.En el Pacfico occidental se encuentra el mayor nmero de fosas y las ms profundas, con seis fosas que superan los 10.000 m de profundidad.Durante aos sorprendi que las zonas ms profundas del ocano no se hallasen en su centro, sino junto a las costas de islas volcnicas y continentes. El fenmeno es perfectamente comprensible a la luz de la teora de la tectnica de placas y la deriva continental.Las fosas ocenicas se forman en las zonas de subduccin, lugares de la corteza terrestre donde dos placas litosfricas convergen, colisionan, y una de ellas (la de mayor densidad) se introduce (subduce) bajo la otra. Como resultado produce una gran depresin en el suelo submarino; un buen ejemplo de ello es el la fosa peruano-chilena que es el resultado del choque entre una placa continental sudamericana y la placa ocenica de Nazca.Dichas zonas de subduccin estn asociadas a una intensa actividad ssmica provocada por las tensiones, compresiones y rozamiento entre las dos placas. Los grandes terremotos y tsunamis del Japn o de Indonesia estn causados por este fenmeno.Cuando la placa que subduce alcanza la astenosfera se funde, y los materiales fundidos, ms ligeros, asciende originando volcanes.

Lasubduccinde placas es el proceso de hundimiento de unaplaca litosfricabajo otra en unlmite convergente, segn la teora detectnica de placas.1La subduccin ocurre a lo largo de ampliaszonas de subduccinque en el presente se concentran en las costas delocano Pacficoen el llamadocinturn de fuego del Pacficopero tambin hay zonas de subduccin en partes delmar Mediterrneo, lasAntillas, lasAntillas del Sury la costa ndica deIndonesia.La subduccin es causada por dos fuerzas tectnicas una que proviene del empuje de lasdorsales meso-ocenicas(ingls:ridge-push) y otra que deriva del jale de bloques (ingls:slab-pull).2La subduccin provoca recurrentes terremotos1de gran magnitud los cuales se originan en lazona de Benioff. La subduccin tambin causa lafusin parcialdeparte del manto terrestregenerando magma que asciende dando lugar avolcanes.3El ngulo de subduccin, el ngulo que forma el plano de lazona de Benioffcon la superficie terrestre, puede variar de cerca de 90 en las Marianas a tan slo 10 en Per.4La corteza ocenica que est en camino de ser subducida en la fosa de las Marianas es la corteza ocenica ms antigua de la Tierra sin contarofiolitas. La subduccin empinada est asociada a extensin deretroarco,5provocando la migracin de corteza de los arcos volcnicos y fragmentos de corteza continetal dejando atrs unmar marginal.Tectnica de placas

Vectores de velocidad de las placas tectnicas obtenidos mediante posicionamiento preciso GPS.Latectnica de placas(delgriego,tektonics, "el que construye") es unateorageolgicaque explica la forma en que est estructurada lalitosfera(la porcin externa ms fra y rgida de laTierra). La teora da una explicacin a lasplacas tectnicasque forman la superficie de la Tierra y a los desplazamientos que se observan entre ellas en su movimiento sobre elmanto terrestrefluido, sus direcciones e interacciones. Tambin explica la formacin de las cadenas montaosas (orognesis). Asimismo, da una explicacin satisfactoria de por qu losterremotosy losvolcanesse concentran en regiones concretas del planeta (como elcinturn de fuego del Pacfico) o de por qu las grandes fosas submarinas estn junto a islas y continentes y no en el centro del ocano.Lasplacas tectnicasse desplazan unas respecto a otras con velocidades de 2,5cm/ao1lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen lasuasde las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de laTierra, las placas interaccionan unas con otras a lo largo de susfronteraso lmites provocando intensas deformaciones en lacortezaylitosferade laTierra, lo que ha dado lugar a la formacin de grandes cadenas montaosas (por ejemplo las cordilleras deHimalaya,Alpes,Pirineos,Atlas,Urales,Apeninos,Apalaches,Andes, entre muchos otros) y grandes sistemas de fallas asociadas con stas (por ejemplo, el sistemade fallas de San Andrs). El contacto por friccin entre los bordes de las placas es responsable de la mayor parte de losterremotos. Otros fenmenos asociados son la creacin devolcanes(especialmente notorios en elcinturn de fuegodel ocano Pacfico) y lasfosas ocenicas.Lasplacas tectnicasse componen de dos tipos distintos delitosfera: la corteza continental, ms gruesa, y la corteza ocenica, la cual es relativamente delgada. La parte superior de la litosfera se le conoce comoCorteza terrestre, nuevamente de dos tipos (continental y ocenica). Esto significa que una placa litosfrica puede ser una placa continental, una ocenica, o bien de ambos, si fuese as se le denomina placa mixta.Uno de los principales puntos de la teora propone que la cantidad de superficie de las placas (tanto continental como ocenica) que desaparecen en el manto a lo largo de los bordes convergentes desubduccinest ms o menos en equilibrio con la corteza ocenica nueva que se est formando a lo largo de los bordes divergentes (dorsales ocenicas) a travs del proceso conocido comoexpansin del fondo ocenico. Tambin se suele hablar de este proceso como el principio de la "cinta transportadora". En este sentido, el total de la superficie en el globo se mantiene constante, siguiendo la analoga de la cinta transportadora, siendo la corteza la cinta que se desplaza gracias a las fuertescorrientes convectivasde laastensfera, que hacen las veces de las ruedas que transportan esta cinta, hundindose la corteza en las zonas de convergencia, y generndose nuevo piso ocenico en las dorsales.La teora tambin explica de forma bastante satisfactoria la forma como las inmensas masas que componen las placas tectnicas se pueden "desplazar", algo que quedaba sin explicar cuando Alfred Wegener propuso la teora de laDeriva Continental, aunque existen varios modelos que coexisten: Las placas tectnicas se pueden desplazar porque lalitsferatiene una menor densidad que laastensfera, que es la capa que se encuentra inmediatamente inferior a la corteza. Las variaciones de densidad laterales resultan en las corrientes de conveccin del manto, mencionadas anteriormente. Se cree que las placas son impulsadas por una combinacin del movimiento que se genera en el fondo ocenico fuera de la dorsal (debido a variaciones en la topografa y densidad de la corteza, que resultan endiferencias en las fuerzas gravitacionales,arrastre,succinvertical, y zonas desubduccin). Una explicacin diferente consiste en las diferentes fuerzas que se generan con la rotacin del globo terrestre y las fuerzas demareadelSoly de laLuna. La importancia relativa de cada uno de esos factores queda muy poco clara, y es todava objeto de debate.ndice[ocultar] 1Placas tectnicas en el mundo 1.1Las 15 placas mayores 1.2Las 43 placas menores 2Causas del movimiento de las placas 3Antecedentes histricos 4Lmites de placas 4.1Lmite divergente o constructivo: las dorsales 4.2Lmite convergente o destructivo 4.3Lmite transformante, conservativo o neutro 5Medicin de la velocidad de las placas tectnicas 6Vase tambin 7Referencias 8Bibliografa 9Enlaces externosPlacas tectnicas en el mundo[editar]Actualmente existen las siguientesplacas tectnicasen la superficie de la tierra con lmites ms o menos definidos, que se dividen en 15 placas mayores (o principales) y 43 placas menores (o secundarias).Las 15 placas mayores[editar]

Las 15 placas tectnicas mayores. Placa Africana Placa Antrtica Placa Arbiga Placa Australiana Placa del Caribe Placa de Cocos Placa Euroasitica Placa Filipina Placa India Placa Juan de Fuca Placa de Nazca Placa Norteamericana Placa del Pacfico Placa de Scotia Placa SudamericanaLas 43 placas menores[editar]

Mapa detallado que muestra las placas tectnicas con sus vectores de movimiento. Placa de Altiplano Placa de Amuria Placa de Anatolia Placa de los Andes del Norte Placa Apuliana o Adritica Placa del Arrecife de Balmoral Placa del Arrecife de Conway Placa de Birmania Placa de Bismarck del Norte Placa de Bismarck del Sur Placa Cabeza de Pjaro o Doberai Placa de las Carolinas Placa de Chilo Placa del Explorador Placa de Futuna Placa Galpagos Placa de Gorda Placa Iran Placa de Juan Fernndez Placa de Kermadec Placa de Manus Placa de Maoke Placa del Mar de Banda Placa del Mar Egeo o Helnica Placa del Mar de las Molucas Placa del Mar de Salomn Placa de las Marianas Placa Niuafo'ou Placa de Nubia Placa de las Nuevas Hbridas Placa de Ojotsk Placa de Okinawa Placa de Panam Placa de Pascua Placa Rivera Placa de Sandwich Placa de Shetland Placa Somal Placa de Sonda Placa de Timor Placa de Tonga Placa Woodlark Placa YangtzeSe han identificado tres tipos de bordes: convergentes (dos placas chocan una contra la otra), divergentes (dos placas se separan) y transformantes (dos placas se deslizan una junto a otra).La teora de la tectnica de placas se divide en dos partes, la dederiva continental, propuesta porAlfred Wegeneren ladcada de 1910, y la deexpansin del fondo ocenico, propuesta y aceptada en ladcada de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior. Desde su aceptacin ha revolucionado lasciencias de la Tierra, con un impacto comparable al que tuvieron lasteoras de la gravedaddeIsaac NewtonyAlbert Einsteinen laFsicao lasleyes de Kepleren laAstronoma.Causas del movimiento de las placas[editar]El origen del movimiento de las placas est en unas corrientes de materiales que suceden en el manto, las denominadas corrientes de conveccin, y sobre todo, en la fuerza de la gravedad. Las corrientes de conveccin se producen por diferencias de temperatura y densidad, de manera que los materiales ms calientes pesan menos y ascienden y los materiales ms fros, son ms densos, pesados y descienden.El manto, aunque es slido, se comporta como un material plstico o dctil, es decir, se deforma y se estira sin romperse, debido a las altas temperaturas a las que se encuentra, sobre todo el manto inferior.En las zonas profundas del manto, en contacto con el ncleo, el calor es muy intenso, por eso grandes masas de roca se funden parcialmente y al ser ms ligeras ascienden lentamente por el manto, produciendo unas corrientes ascendentes de materiales calientes, las plumas o penachos trmicos. Algunos de ellos alcanzan la litosfera, la atraviesan y contribuyen a la fragmentacin de los continentes.En lasfosas ocenicas, grandes fragmentos de litosfera ocenica fra se hunden en el manto, originando por tanto unas corrientes descendentes, que llegan hasta la base del manto.Las corrientes ascendentes y descendentes del manto podran explicar el movimiento de las placas, al actuar como una especie de "rodillo" que las moviera.Antecedentes histricos[editar]La tectnica de placas tiene su origen en dos teoras que le precedieron: la teora de laderiva continentaly la teora de laexpansin del fondo ocenico.La primera fue propuesta porAlfred Wegenera principios delsiglo XXy pretenda explicar el intrigante hecho de que los contornos de loscontinentesensamblan entre s como un rompecabezas y que stos tienen historias geolgicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamadoPangea(enidioma griegosignifica "todas las tierras") que se fragment durante el perodoJursico, originando los continentes actuales. Esta teora fue recibida con escepticismo y finalmente rechazada porque el mecanismo de fragmentacin (deriva polar) no poda generar las fuerzas necesarias para desplazar las masas continentales.-Las placas se mueven y causan terremotos-. La teora de expansin del fondo ocenico fue propuesta hacia la mitad delsiglo XXy est sustentada en observaciones geolgicas y geofsicas que indican que las cordilleras meso-ocenicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso ocenico conforme los continentes se alejan entre s. Esto fue propuesto porJohn Tuzo Wilson.La teora de la tectnica de placas fue forjada principalmente entre los aos 50 y 60 y se le considera la gran teora unificadora de lasCiencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geolgicas y geofsicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias, su concepcin no se le atribuye a una sola persona como es el caso deIsaac NewtonoCharles Darwin. Fue producto de la colaboracin internacional y del esfuerzo de talentosos gelogos (Tuzo Wilson,Walter Pitman), geofsicos (Harry Hammond Hess,Allan V. Cox) y sismlogos (Linn Sykes,Hiroo Kanamori,Maurice Ewing), que poco a poco fueron aportando informacin acerca de la estructura de los continentes, las cuencas ocenicas y el interior de laTierra.Lmites de placas[editar]Son los bordes de una placa y es aqu donde se presenta la mayor actividadtectnica(sismos, formacin de montaas, actividad volcnica), ya que es donde se produce la interaccin entre placas. Hay tres clases de lmite: Divergentes: son lmites en los que las placas se separan unas de otras y, por lo tanto, emerge magma desde regiones ms profundas (por ejemplo, ladorsal mesoatlnticaformada por la separacin de las placas de Eurasia y Norteamrica y las de frica y Sudamrica). Convergentes: son lmites en los que una placa choca contra otra, formando una zona desubduccin(la placa ocenica se hunde bajo de la placa continental) o uncinturn orognico(si las placas chocan y se comprimen). Son tambin conocidos como "bordes activos". Transformantes: son lmites donde los bordes de las placas se deslizan una con respecto a la otra a lo largo de unafalla de transformacin.En determinadas circunstancias, se forman zonas de lmite o borde, donde se unen tres o ms placas formando una combinacin de los tres tipos de lmites.Lmite divergente o constructivo: las dorsales[editar]

Dorsal ocenica.Artculo principal:Borde divergenteSon las zonas de la litosfera en que se forma nueva corteza ocenica y en las cuales se separan las placas. En los lmites divergentes, las placas se alejan y el vaco que resulta de esta separacin es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes divergentes en las uniones de tres placas est relacionado con la formacin depuntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenosfera cerca de la superficie y laenerga cinticaes suficiente para hacer pedazos la litosfera. El punto caliente que origin la dorsal mesoatlntica se encuentra actualmente debajo deIslandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centmetros cada siglo.Un ejemplo tpico de este tipo de lmite son lasdorsales ocenicas(por ejemplo, ladorsal mesoatlntica) y en el continente las grietas como elGran Valle del Rift.Lmite convergente o destructivo[editar]

La placa ocenica se hunde por debajo de la placa continental.Artculo principal:Borde convergenteLas caractersticas de los bordes convergentes dependen del tipo de litosfera de las placas que chocan. Con frecuencia las placas no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensin en ambas placas hasta llegar a un nivel de energa acumulada que sobrepasa el necesario para producir el deslizamiento brusco de la placa marina. Laenerga potencialacumulada es liberada como presin o movimiento; debido a la titnica cantidad de energa almacenada, estos movimientos ocasionanterremotos, de mayor o menor intensidad. Los puntos de mayor actividad ssmica suelen asociarse con este tipo de lmites de placas. Cuando una placa ocenica (ms densa) choca contra una continental (menos densa) la placa ocenica es empujada debajo, formando una zona desubduccin. En la superficie, la modificacintopogrficaconsiste en una fosa ocenica en el agua y un grupo de montaas en tierra. Cuando dos placas continentales colisionan (colisin continental), se forman extensas cordilleras formando un borde de obduccin. La cadena delHimalayaes el resultado de la colisin entre laplaca Indoaustralianay laplaca Euroasitica. Cuando dos placas ocenicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo,Japn).Lmite transformante, conservativo o neutro[editar]

Falla de San Andrs.Artculo principal:Borde transformanteEl movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformacin puede causar considerables cambios en la superficie, lo que es particularmente significativo cuando esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Debido a la friccin, las placas no se deslizan en forma continua; sino que se acumula tensin en ambas placas hasta llegar a un nivel de energa acumulada que sobrepasa el necesario para producir el movimiento. Laenerga potencialacumulada es liberada como presin o movimiento en la falla. Debido a la titnica cantidad de energa almacenada, estos movimientos ocasionanterremotos, de mayor o menor intensidad.Un ejemplo de este tipo de lmite es lafalla de San Andrs, ubicada en el Oeste deNorteamrica, que es parte del sistema de fallas producto del roce entre la placa Norteamericana y la del Pacfico.Medicin de la velocidad de las placas tectnicas[editar]La medicin actual de la velocidad de las placas tectnicas se realiza mediante medidas precisas deGPS. La velocidad antigua de las placas se obtiene mediante la restitucin de cortes geolgicos (en corteza continental) o mediante la medida de la posicin de las inversiones del campo magntico terrestre registradas en el fondo ocenico.Litosfera

Subduccinentreplacas litosfricas. Ntese que la litosfera incluye la corteza terrestre.Lalitosferaolitsfera1(delgriego,litos, piedra y ,sphara, esfera) es la capa slida superficial de laTierra, caracterizada por su rigidez.2Est formada por lacortezay la zona ms externa delmanto, y flota sobre laastenosfera, una capa plstica que forma parte del manto superior.3La litosfera suele tener un espesor aproximado de 50 a 300 km,2siendo su lmite externo la superficie terrestre.4El lmite inferior vara dependiendo de la definicin de litsfera que se ocupe.4La litosfera est fragmentada en una serie deplacas tectnicaso litosfricas, en cuyos bordes se concentran los fenmenos geolgicos endgenos, como elmagmatismo(incluido elvulcanismo), lasismicidado laorognesis.56ndice[ocultar] 1Definiciones prcticas 2Vase tambin 3Referencias 4Bibliografa 5Enlaces externosDefiniciones prcticas[editar]En la prctica no es fcil establecer un espesor concreto para la litosfera.4Se aplican distintas aproximaciones a: Litosfera trmica: Bajo este concepto la litosfera constituye la parte del manto donde laconduccin de calorpredomina sobre laconveccinde calor, caso opuesto de lo que ocurre en la parte del manto que subyace la litosfera.7En este sentido la base de la litosfera se puede definir segn la interseccin de una proyeccin delgradiente geotrmicocon: a) alguna temperatura predefinida, b) cierta fraccin de la temperatura de ambiente o c) cierta fraccin delsolidusdel manto.7Otro mtodo ms simple define dicho lmite segn la superficie de unaisoterma.7 Litosfera ssmica: La base de la litosfera se caracteriza por una reduccin en la velocidad de propagacin de lasondas Sy una elevadaatenuacinde lasondas P. Esta definicin tiene la ventaja que es fcilmente detectable a travs de estudiossismolgicos.[citarequerida] Litosfera elstica: Se llama litosfera flexural o elstica como la capa superior de la Tierra que se mueve con lasplacas tectnicas.8Segn esta definicin la litosfera se defina como rgida y con movimiento mecnico coherente.8Las litosferas trmica y ssmica tienen espesores equivalentes. En general, el espesor de la litosfera elstica es mayor a los otros dos.[citarequerida]Subduccin

Detalle zona de subduccin.Lasubduccinde placas es el proceso de hundimiento de unaplaca litosfricabajo otra en unlmite convergente, segn la teora detectnica de placas.1La subduccin ocurre a lo largo de ampliaszonas de subduccinque en el presente se concentran en las costas delocano Pacficoen el llamadocinturn de fuego del Pacficopero tambin hay zonas de subduccin en partes delmar Mediterrneo, lasAntillas, lasAntillas del Sury la costa ndica deIndonesia.La subduccin es causada por dos fuerzas tectnicas una que proviene del empuje de lasdorsales meso-ocenicas(ingls:ridge-push) y otra que deriva del jale de bloques (ingls:slab-pull).2La subduccin provoca recurrentes terremotos1de gran magnitud los cuales se originan en lazona de Benioff. La subduccin tambin causa lafusin parcialdeparte del manto terrestregenerando magma que asciende dando lugar avolcanes.3El ngulo de subduccin, el ngulo que forma el plano de lazona de Benioffcon la superficie terrestre, puede variar de cerca de 90 en las Marianas a tan slo 10 en Per.4La corteza ocenica que est en camino de ser subducida en la fosa de las Marianas es la corteza ocenica ms antigua de la Tierra sin contarofiolitas. La subduccin empinada est asociada a extensin deretroarco,5provocando la migracin de corteza de los arcos volcnicos y fragmentos de corteza continetal dejando atrs unmar marginal.Lasdorsales ocenicasson grandes elevaciones submarinas situadas en la parte central de losocanosde laTierra. Tienen una altura media de 2000 a 3000metros y poseen un surco central, llamadorift, por donde salemagmacontinuamente desde el manto sublitosfrico, a travs de lasfisurasdel fondo delocano, y forma nuevosvolcanesy porciones decorteza ocenica. Debido a esto, las rocas son ms jvenes en el centro de la dorsal (cerca de donde est la fisura) que en la periferia. Esto provoca que a lo largo de millones de aos, el fondo delocano(y por tanto elocano) vaya creciendo y se expanda, por lo que los continentes a ambos lados de eseocanose alejarn entre s. Esto es lo que sucede actualmente con elocano Atlntico, que se expande y provoca queEuropayfricase alejen delcontinente americano, proceso que se inici hace unos 180 millones de aos. Por otro lado, te retan la permanente renovacin del suelo de los ocanos por este continuo fluir de magma hace que esta clase de corteza sea, por lo general, considerablemente ms joven que las cortezas continentales, al menos, en las partes ms prximas a la propia dorsal.Algunas cimas de las dorsales sobresalen por encima del mar y forman islas volcnicas, comoIslandia.ndice[ocultar] 1Etapas principales de la formacin de una dorsal ocenica 2Teoras alternativas 3Velocidad de expansin del fondo ocenico 4Zonas de fractura 5Estructura 6Lista de dorsales ocenicas 7Vase tambin 8ReferenciasEtapas principales de la formacin de una dorsal ocenica[editar] A - Rift continental: abombamiento y hundimiento central. Fractura en puntos triples y formacin de aulacgenos. B - Mar Rojo Celeste: Formacin de fallas normales. C - Ocano estrecho: Sedimentacin onlap (progradante) D - Atlntico: Margen continental pasivo maduraTeoras alternativas[editar]Existen dos procesos a los que se cree responsable de la separacin que se observa en las dorsales del centro de los ocanos, y no est claro cual de ellos es el principal. Lasubducciny el empuje de las dorsales son los dos procesos ms populares con los que se trata de explicar el proceso. En el caso del empuje de las dorsales, se sostiene que el peso de la cordillera empuja al resto de la placa, alejndola del centro y acercndola a una zona de subduccin. En la zona de subduccin, el peso de la placa que est siendo "tirada" hacia abajo, atrae al resto de la placa hacia el lugar.La otra teora que intenta explicar la formacin de nueva corteza ocenica en el centro de las dorsales submarinas es el cinto transportador en elmanto(diagramado en la segunda imagen). Sin embargo, los que se oponen a esta teora indican que la parte superior del manto, laastenosfera, es demasiado flexible para que la friccin generada pueda empujar a una placa tectnica.Velocidad de expansin del fondo ocenico[editar]

Edad del fondo ocenico. En rojo el ms joven, junto a las dorsales, por ejemplo en la centroatlntica. En azul el ms antiguo, por ejemplo, junto a las costas norteafricana y norteamericana. La diferente extensin de los fondos de cada edad dan un claro indicio de la diferente velocidad de expansin en cada punto, que origin las zonas de fractura (fallas transformantes) claramente visibles como discontinuidades habitualmente perpendiculares a las dorsales.La velocidad de creacin de nuevo material en el fondo del ocano, conocida generalmente como velocidad de expansin, es pequea y se mide en milmetros/ao. Para una clasificacin rpida, se subdividen las velocidades en: Rpidas: ms de 200mm/ao Medianas: alrededor de 60mm/ao Lentas: menos de 20mm/aoEl nuevo material formado en las dorsales mesocenicas, al ir enfrindose y transformndose en roca, se alinean de acuerdo alcampo magntico terrestre. Estudiando su orientacin, se han podido determinar las variaciones que ha tenido el campo magntico a lo largo de la historia del planeta.El proceso por el cual una fisura como elGran Valle del Riftpasa a convertirse en una dorsal ocenica no es an del todo entendido, aunque se cree que el rea delmar Rojoes un ejemplo, en el cual elgolfo de Suez, en el Norte, representara las etapas ms tempranas, el Norte del mar Rojo una etapa intermedia y el Sur de este una etapa ms avanzada de la formacin.Zonas de fractura[editar]Se denominanzonas de fractura de las dorsalesa las grietas que atraviesan sus crestas, marcando la direccin deldeslizamiento segn el rumbode las llamadasfallas transformantes, resultado de la compensacin de las tensiones a que se somete la dorsal y todo elfondo marinopor las diferentes velocidades a que se produce laexpansin del suelo marinoa lo largo de las dorsales. Un ejemplo de estas zonas de fractura es la famosafalla de San Andrs(que emerge al exterior en California, Estados Unidos), aunque la mayora son submarinas.Estructura[editar]La cadena presenta un relieve muy accidentado, con laderas amplias y crestas marcadas a menudo por una profunda hendidura longitudinal, llamada valle de hundimiento o rift, a lo largo de la cual se producen numerosos sismos superficiales y erupciones volcnicas que vierten lavas de basalto. A los lados de la dorsal va aumentando poco a poco el grosor de la corteza volcnica y el espesor de los sedimentos; la actividad ssmica se atena ms rpidamente. Fuera de las crestas no hay sino volcanes dispersos que forman montaas aisladas. Las crestas de la dorsal pueden estar desplazadas lateralmente a lo largo de tramos extensos que corresponden a zonas de fractura.En los lmites entre dos placas la lava ardiente fundida asciende hasta la superficie, se enfra y se solidifica al tiempo que la corteza ms antigua se va separando a ambos lados de la dorsal. En algunos puntos del Atlntico medio la dorsal se desplaza unos 2 cm al ao, mientras que en el Pacfico oriental se mueve ms deprisa, a razn de unos 14 cm anuales. El cambio gradual del volumen sumergido de las dorsales ocenicas provoca modificaciones muy ligeras del nivel del mar a una escala geolgica de tiempos.En las crestas de las dorsales hay tambin fumarolas o grietas hidrotermales de las que brota vapor rico en minerales a una temperatura de hasta 350 C a travs de las grietas del fondo marino. Estas fuentes de agua depositan estructuras columnares de sulfuros metlicos que mantienen colonias de animales poco comunes. Los compuestos que emiten estos manantiales de agua caliente desempean una importante funcin en el mantenimiento de la composicin del agua marina.Lista de dorsales ocenicas[editar]

Distribucin mundial de las dorsales ocenicas. Dorsal de Adn Dorsal del Explorador Dorsal de Gorda Dorsal de Juan de Fuca Dorsal Antrtico-Americana Dorsal del Pacfico Oriental Dorsal de Chile Dorsal de Galpagos Dorsal del Scotia Dorsal de Gakkel(Dorsal mesortica) Dorsal Antrtico-Pacfica Dorsal del ndico Oriental Dorsal ndico Central Dorsal Arbigo-ndica(Dorsal de Carlsberg) Dorsal del ndico Occidental Dorsal mesoatlntica Dorsal de Knipovich(entreGroenlandiaySvalbard) Dorsal Mohns(entre Svalbard eIslandia) Dorsal de Kolbeinsey(Norte de Islandia) Dorsal de Reykjanes(Sur de Islandia) Dorsal del Atlntico norte Dorsal del Atlntico sur, que enlaza a travs de la Dorsal Africano-Antrtica con la Dorsal del ndico OccidentalTIPOS DE ONDASDefinicinLasondas ssmicas(u ondas elsticas) son la propagacin de perturbaciones temporales del campo deesfuerzosque generan pequeos movimientos en un medio. Las ondas ssmicas pueden ser generadas por movimientos telricos naturales, los ms grandes de los cuales pueden causar daos en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismologa que se encarga del estudio de este tipo de fenmenos fsicos. Las ondas ssmicas pueden ser generadas tambin artificialmente (en general por explosiones). La ssmica es la rama de la sismologa que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploracin del petrleo.Tipos de ondasOndas de cuerpoLas ondas de cuerpo viajan a travs del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composicin del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refraccin deondas de luz. Las ondas de cuerpo transmiten los temblores preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S). Ondas PLas ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la direccin de la propagacin. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a travs de cualquier tipo de material. Velocidades tpicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.

Fig. 12. Ondas P. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve Ondas SLas ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado perpendicularmente a la direccin de propagacin, alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar nicamente a travs de slidos debido a que los lquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material slido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente ms fuerte que sta. Por ejemplo en el ncleo externo, que es un medio lquido, no permite el paso de las ondas S.

Fig. 13. Ondas S. Crdito imagen: www.funvisis.gob.veOndas superficialesLas ondas superficiales son anlogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y son por ende las ondas ssmicas ms destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love. Ondas RayleighLas ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt.

Fig. 14. Ondas Rayleigh. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve Ondas LoveLas ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemtico britnico que cre un modelo matemtico de las ondas en 1911 . Las ondas Love son levemente ms lentas que las ondas de Rayleigh.

Onda ssmicaLasondas ssmicasson un tipo deonda elsticafuerte en la propagacin de perturbaciones temporales delcampo de tensionesque generan pequeos movimientos en las placas tectnicas.Las ondas ssmicas pueden ser generadas por movimientos telricos naturales, los ms grandes de los cuales pueden causar daos en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismologa que se encarga del estudio de este tipo de fenmenos fsicos. Las ondas ssmicas pueden ser generadas tambin artificialmente como por ejemplo el uso de explosivos ocamiones(vibroseis). Lassmicaes la rama de lasismologaque estudia estas ondas artificiales por ejemplo la exploracin del petrleo.Tipos de ondas ssmicas[editar]

Ondas internas y de superficieHay dos tipos de ondas ssmicas: lasondas internas(ode cuerpo) y lasondas superficiales. Existen otros modos de propagacin de las ondas distintos a los que se describen en este artculo, pero son de importancia relativamente menor para las ondas producidas por la tierra, a pesar de que son importantes en el caso de laastrosismologa, especialmente en laheliosismologa.Ondas internas[editar]Las ondas internas viajan a travs del interior. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composicin del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refraccin deondas 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[editar]

Onda P plana longitudinal.Lasondas P(primarias oprimaedel verbo griego) son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la direccin de la propagacin. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a travs de cualquier tipo de materiallquidooslido. Velocidades tpicas son 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.En un medioistropoyhomogneola velocidad de propagacin de las ondas P es:

dondeKes elmdulo de compresibilidad,es elmdulo de corte o rigidezyladensidaddel material a travs del cual se propaga la onda mecnica. De estos tres parmetros, la densidad es la que presenta menor variacin por lo que la velocidad est principalmente determinada porKy.Ondas P de segunda especie[editar]De acuerdo a la teora deBiot, en el caso de medios porosos saturados por un fluido, las perturbaciones ssmicas se propagarn 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 presin de primera especie corresponden a un movimiento del fluido y del slido en fase, mientras que para las ondas de segunda especie el movimiento del slido 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 rpida de Biot, respectivamente. Las ondas lentas son de naturaleza disipativa y su amplitud decae rpidamente con la distancia hacia la fuente.1Ondas S[editar]

Onda de corte Plana.Lasondas S(secundarias osecundae) son ondas en las cuales el desplazamiento es transversal a la direccin de propagacin. Su velocidad es menor que la de las ondas primarias. Debido a ello, stas aparecen en el terreno algo despus que las primeras. Estas ondas son las que generan las oscilaciones durante el movimiento ssmico y las que producen la mayor parte de los daos. Solo se trasladan a travs de elementos slidos.La velocidad de propagacin de las ondas S en mediosistroposyhomogneosdepende delmdulo de cortey de ladensidaddel material.

Ondas Superficiales[editar]Cuando las ondas internas llegan a la superficie, se generan las ondas L (love), 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 daos producidos por los sismos en las construcciones. Estas ondas son las que poseen menor velocidad de propagacin a comparacin de las otras dos.

Oscilaciones libres[editar]Se producen nicamente mediante terremotos muy fuertes o de gran intensidad y pueden definirse como vibraciones de la Tierra en su totalidad.2Ondas de Love[editar]Lasondas de Loveson ondas superficiales que producen un movimiento horizontal de corte en superficie. Se denominan as en honor al matemtico neocelandsAugustus Edward Hough Lovequien desarroll un modelo matemtico de estas ondas en1911. 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[editar]Artculo principal:Ondas de RayleighLasondas Rayleigh(errneamente llamadasRaleigh), tambin denominadasground roll, son ondas superficiales que producen un movimiento elptico retrgrado del suelo. La existencia de estas ondas fue predicha porJohn William Strutt, Lord Rayleigh, en1885. Son ondas ms lentas que las ondas internas y su velocidad de propagacin es casi un 90% de la velocidad de las ondas S.Utilidad de las ondas ssmicas[editar]Las ondas ssmicas se utilizan en la exploracin petrolfera y son generadas de diferentes formas:1. Minisismos generados por dinamita colocada en un pozo creado que pueden variar slo unas decenas de metros de profundidad.2. Minisismos generados con un cable explosivo llamado geoflex.3. Minisismos generados por vehculos llamados vibradores, stos son vehculos de varias toneladas de peso que tienen una plataforma de unos 3 por 4 metros de rea, y con un sistema electrnico, elctrico y mecnico-hidrulico.4. V. INTENSIDAD Y MAGNITUD

EXISTEN DOSmedidas principales para determinar el "tamao" de un sismo: laintensidady lamagnitud,ambas expresadas en grados. Aunque a menudo son confundidas, expresan propiedades muy diferentes, como veremos a continuacin.V. 1 INTENSIDADLa intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. En ese lugar, un sismo pequeo pero muy cercano puede causar alarma y grandes daos, en cuyo caso decimos que su intensidad es grande; en cambio un sismo muy grande pero muy lejano puede apenas ser sentido ah y su intensidad,en ese lugar,ser pequea.Cuando se habla de la intensidad de un sismo, sin indicar dnde fue medida, sta representa (usualmente) la correspondiente al rea de mayor intensidad observada(rea pleistocista).Una de las primeras escalas de intensidades es la de Rossi-Forel (de 10 grados), propuesta en 1883. En la actualidad existen varias escalas de intensidades, usadas en distintos pases, por ejemplo, la escala MSK (de 12 grados) usada en Europa occidental desde 1964 y adoptada hace poco en la Unin Sovitica (donde se usaba la escala semiinstrumentalGEOFIAN), la escalaJMA(de 7 grados) usada en Japn, etc. Las escalasMMyMSK(propuesta como estndar internacional) resultan en valores parecidos entre s (1 y 2).La escala ms comn en Amrica es la escala modificada de Mercalli (mm) que data de 1931. sta, detallada en el Apndice, va del grado I (detectado slo con instrumentos) hasta el grado XII (destruccin total), y corresponde a daos leves hasta el grado V. Como la intensidad vara de punto a punto, las evaluaciones en un lugar dado constituyen, generalmente, un promedio; por eso se acostumbra hablar solamente de grados enteros.Es comn representar en un mapa los efectos de un sismo mediante curvas, llamadasisosistas,que representan los lugares donde se sinti la misma intensidad. La figura 41 nos muestra un mapa isosstico de los efectos de un sismo ocurrido en Guerrero, cerca de la frontera con Oaxaca, el 26 de agosto de 1959 (3). Generalmente se observan las mayores intensidades cerca de la zona epicentral; aunque, a veces, pueden existir factores, como condiciones particulares del terreno, efectos de guas de ondas, etc. (discutidos ms adelante), que ocasionen que un sismo cause mayores daos a distancias lejanas del epicentro. Otro factor que hace que la regin pleistocista no coincida con la epicentral, es que pueden reportarse las mayores intensidades en otros sitios; donde, debido a la concentracin de poblacin, un terremoto causar ms daos (o al menos sern reportados ms daos) que en una regin comparativa o totalmente deshabitada.

Figura 41. Intensidades e isosistas.

Cuando una falla se propagai. e.,crece, preferentemente, en una direccin determinada, puede producir mayores intensidades en sitios situados a lo largo de esa direccin que a lo largo de otras. Este efecto se conoce con el nombre dedirectividad(4 y 5), y es uno de los factores que hacen que las isosistas no formen crculos concntricos.Como las intensidades son medidas de daos, y stos estn muy relacionados con las aceleraciones mximas causadas por las ondas ssmicas, es posible relacionarlos aproximadamente. Una de tantas relaciones es (6):log a (cm/s) = I/3 - 1/2,donde I es la intensidad. Esta relacin nos dice que una intensidad de XI (11.0) corresponde a aceleraciones del orden de 1468 cm/s2= 1.5 g (g = 980 cm/s2es la aceleracin de la gravedad en la superficie terrestre), una intensidad de IX corresponde a 0.7 g, y una de VII a 0.07 g. Aparentemente la aceleracin mnima que percibe el ser humano es del orden de 0.001 g, correspondiente a la intensidad II.V.2 MAGNITUDES Y ENERGAC. Richter defini, en 1935, el concepto de "magnitud" pensando en un parmetro que describiera, de alguna manera, la energa ssmica liberada por un terremoto (6).La magnitud de Richteromagnitud local,indicada usualmente porest definida como el logaritmo (base 10) de la mxima amplitud (Amax, medida en cm) observada en un sismgrafo Wood-Anderson estndar (un sismgrafo de pndulo horizontal muy sencillo), menos una correccin por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debe tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero (6):ML= log (Amax) - log Ao (D).Richter defini esta magnitud tomando como base las caractersticas de California, Estados Unidos (por lo que no es necesariamente aplicable a cualquier parte del mundo), y para distancias menores de 600 km (de aqu su nombre de "local").Otra escala de magnitudes, muy usada para determinar magnitudes de sismos locales, es la escala basada en la longitud de la coda de los sismos (7). Es tambin logartmica y se designa, usualmente, porMc;es una escala muy estable, pues los valores obtenidos dependen menos que ML de factores como el azimut entre fuente y receptor, distancia y geologa del lugar, que causan gran dispersin en los valores de sta.Para cuantificar los sismos lejanos se utilizan comnmente dos escalas:la magnitud de ondas de cuerpo mbyla magnitud de ondas superficialesoM.En varias partes del mundo se utilizan diferentes definiciones de estas magnitudes; casi todas ellas estn basadas en el logaritmo de la amplitud del desplazamiento del terreno (la amplitud leda en el sismograma se divide entre la amplificacin del sismgrafo para la frecuencia predominante de la onda correspondiente) corregida por factores que dependen de la distancia (a veces tambin de la regin epicentral) y de la profundidad hipocentral, as como del periodo de las ondas observadas (8, 9, 10 y 11).No es raro que los medios de informacin aadan (de su cosecha) las palabras "de Richter" a cualquier valor de magnitud del que estn informando. Sin embargo es muy probable, sobre todo para sismos muy grandes y/o lejanos, que sea alguna otra la magnitud medida. La magnitud de Richter tiene dos problemas graves: un sismo grandesaturalos sismgrafos cercanos a l (es decir, produce ondas mayores de las que los aparatos pueden registrar, resultando en registros que aparecen truncados), de manera que no podemos saber cunto vale el desplazamiento mximo. Es comn que los sismgrafos no saturados se hallen fuera del rango de los 600 km para el cual es vlida la definicin de. Sin embargo, es factible obtener una estimacin dea partir de registros de acelergrafos o de sismgrafos de gran rango dinmico, construyendo un sismograma pseudo-Wood-Anderson, mediante tcnicas de filtrado y procesamiento digital (12 y 13).Otro problema es que, como vimos antes, la ruptura asociada con un sismo grande dura bastante tiempo y radia energa durante todo este tiempo; por lo tanto, como esta definicin de magnitud se refiere solamente a una caracterstica momentnea del sismograma, leda adems en un instrumento de periodo corto, resulta que no puede distinguir entre un sismo que genere un pulso de una amplitud determinada y otro que produzca varios pulsos de la misma amplitud. Este efecto es conocido comosaturacin(tambin) de la magnitud, y hace que la magnitud de Richter sea confiable slo para sismos menores del grado 7.Este problema de la saturacin de la magnitud se aplica tambin a los otros tipos de magnitudes mencionados:, que es leda tambin para periodos cortos, se satura alrededor del grado 7; ,que es determinada de ondas de alrededor de 20s, se satura para grados mayores de 8.3 (14). En general, cualquier medida de magnitud se satura cuando el periodo dominante de las ondas observadas es menor que el tiempo de ruptura de la fuente ssmica. Para evitar este efecto han sido utilizadas escalas de magnitud basadas en medidas a periodos mucho ms largos (15), y actualmente es comn utilizar lamagnitud de momento Mw(16), cuyo valor se calcula a partir del logaritmo del momento ssmico Mo como:Mw = 2/3 Log Mo - 10.7,el cual representa, en teora, las frecuencias ms bajas (14).Por lo tanto, cada medida de magnitud evala un sismo a travs de una "ventana" distinta de frecuencias. MLy mbvaloran los pulsos de periodo corto, relacionados con la cada de esfuerzos y los detalles de la historia de la ruptura; MSmide periodos intermedios y depende, por lo tanto, de tendencias en la historia de ruptura, tambin depende fuertemente de la profundidad de la fuente; Mw y otras medidas de periodo largo miden las caractersticas promediadas de la fuente y se relacionan con las dimensiones y tiempos totales de la ruptura ssmica. Las particularidades de los sismos, observadas a travs de las magnitudes, varan de lugar a lugar; por ejemplo, los que ocurren en las sierras peninsulares, en el norte de Baja California, presentan valores ms pequeos de MS, para un sismo de mbdada, que los sismos que ocurren en el valle de Mexicali; esto puede indicar que los esfuerzos en el terreno son menores en el valle de Mexicali, donde existe una espesa capa de sedimentos y altas temperaturas asociadas con los centros de dispersin (17 y 18).La comparacin entre mby MSpara un sismo dado permite distinguir tambin sismos tectnicos de explosiones. La razn Ms/mbes siempre menor para sismos tectnicos que para explosiones, debido a la diferencia en los procesos de excitacin de ondas y a la relativamente menor dimensin de las fuentes explosivas (1 l).Aunque, como vimos arriba, las isosistas en general no forman crculos, existen varias relaciones aproximadas entre la magnitud de un sismo y su intensidad a cierta distancia de la fuente. Como ejemplo presentamos una apropiada para los sismos someros en Mxico (19):I = 8.16 + 1.45 M - 2.46 log R,donde R es la distancia (en km) de la fuente al punto de observacin.Existen varias frmulas que relacionan la magnitud de un sismo con su energa; diferentes frmulas son aplicables a los sismos en diferentes lugares o suelos. Un ejemplo de la relacin magnitud/ energa radiada, propuesto por Gutenberg y Richter (6), es:log Es(ergs) = 11.4 + 1.5 M.Puede usarse M para sismos pequeos a intermedios, pero para grandes es ms apropiada Mw (16).xComo ejemplos de energas radiadas podemos mencionar los sismos de Michoacn de 1985 (Mw = 8. 1) con Es = 3.8 X 10 ergs, y de Chile 1960 (Mw = 9.5) conergs; mientras que los sismos medianos o pequeos, con magnitudes M = 5 y M = 3 generanyergs, respectivamente. De aqu podemos ver que la energa liberada por los sismos medianos y pequeos es mucho menor que la liberada por los grandes (requeriramos de 33 millones de sismos de magnitud 3, o 31 000 de magnitud 5 para liberar la energa correspondiente a uno de magnitud 8.0); por lo tanto, la ocurrencia de sismos pequeos no sirve como vlvula de escape para la energa de deformacin que dar lugar a sismos grandes.Frente de ondaSe denominafrente de ondaallugar geomtricoen que los puntos del medio son alcanzados en un mismo instante por una determinadaonda. Dada una onda propagndose en el espacio o sobre una superficie, los frentes de onda pueden visualizarse como superficies que se expanden a lo largo del tiempo alejndose de la fuente que genera las ondas sin tocarse entre s.Forma del frente de onda[editar]Para ondas tridimensionales el frente de onda suele ser plano o esfrico (slo si existe algn tipo de anisotropa o heterogeneidad encontramos otras superficies ms complicadas). Para ondas bidimensionales, como las de la superficie del agua, el frente suele ser plano o circular (en caso de anisotropa o inhomogeneidad pueden aparecer otras formas). se denomina frente de onda al conjunto de puntos de la onda sonora que se encuentran en fase, o de otra forma, una superficie continua que es alcanzada por la superficie de perturbacin en un instante. El frente de onda est formado por puntos que comparten la mismafase, por tanto en un instante dadotun frente de onda est formado por el lugar geomtrico (superficie o lnea) de todos los puntos cuyas coordenadas satisfacen la relacin:

Donde:, es lalongitud de onda., llamado vector unitario que coincide en cada punto del espacio con la direccin de propagacin de la onda., es lafrecuenciade la onda.es un valor real, tomando diferentes valores de este parmetro se obtienen diferentes frentes de onda en el mismo instante dado.VIMOS ANTESque un terremoto afecta reas muy grandes comparadas con la extensin de la fuente ssmica. Esto nos indica que existe energa, liberada en la fuente, que es transmitida a travs del terreno; esta energa se propaga en forma de ondas ssmicas. A continuacin presentaremos los conceptos de onda y de rayo, y hablaremos acerca de los distintos tipos de ondas ssmicas y de su nomenclatura. Estos temas son tratados a fondo, y desde diferentes puntos de vista, en varios libros, algunos de los cuales son los que se presentan en las referencias (1, 2, 3, 4, 5 y 6.)III.1 QU ES UNA ONDA?III.1.1Ondas elsticas. Si tomamos una barra de algn material elstico (metal, madera, piedra, etc.) por un extremo y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energa del golpe se transmite a travs de la barra y llega a nuestra mano. Esto sucede porque cada parte de la barra se deforma y luego vuelve a su forma original; al deformarse jala o empuja a las partes vecinas, las cuales, a su vez, mueven a sus propias partes vecinas, etc., lo que hace que la deformacinviajea lo largo de la barra. Ntese que es la deformacin la que viaja y no las partculas o pedazos de la barra, los cuales slo sedesplazanun poco de su posicin original y luego vuelven a ella.Una deformacin que viaja a travs de un medio elstico se llamaonda elstica;y cuando el medio a travs del cual se desplaza es la Tierra, se llamaonda ssmica.Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados simultneamente por una onda se le llamafrente de onda.Un ejemplo familiar es el de las ondas formadas en la superficie de un lago al dejar caer en ella algn objeto (Figura 17); los frentes de onda son los crculos concntricos que viajan alejndose de la fuente, es decir, del lugar donde se origin el disturbio.

Figura 17. Frentes de onda circulares propagndose hacia afuera. Los rayos, perpendiculares a los frentes de onda, indican la trayectoria de propagacin.Si trazamos lneas (imaginarias) perpendiculares a los frentes de onda (indicadas por lneas punteadas en la figura), veremos que indican la direccin en la que viajan las ondas. Estas lneas son llamadasrayos,y son muy tiles para describir las trayectorias de la energa ssmica.La onda ssmica deforma el terreno a travs del cual pasa, lo cual indica que puede hacer trabajo, y, por lo tanto, corresponde a energa elstica que se desplaza. En el caso de ondas generadas por explosiones, la energa es producto de las reacciones qumicas o nucleares que causaron la explosin; en el caso de ondas generadas por sismos, es la que estaba almacenada como energa de deformacin en las rocas.III.1.2Ondas senoidales.Las ondas ms sencillas son las senoidales (aqullas cuyos valores varan en el tiempo y/o en el espacio como senos o cosenos trigonomtricos), como las que se muestran en las tres primeras trazas de la figura 18. Cada una se caracteriza por sufrecuenciaf (el nmero de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo), expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz), o por superiodoT = 1 /f (el tiempo que tarda en repetirse), expresado en segundos, suamplitudA (el mximo valor que puede tomar), expresada en unidades de longitud (usualmente micras o centmetros) y sufase(qu valor tiene la onda, es decir, en qu punto de su ciclo est, para un tiempo o lugar de referencia). Si una onda senoidal viaja con una velocidad V, al cabo de un periodo habr recorrido una distancia, llamada sulongitud de onda.III.1.3Representacin de Fourier. Si sumamos las tres ondas senoidales de la figura 18, obtenemos la traza situada bajo ellas, la cual es menos regular que stas y presenta un mximo donde los valores de las trazas componentes se suman(interferencia constructiva)y valores menores donde se anulan(interferencia destructiva).

Figura 18. Ondas senoidales sumadas para obtener un pulso.

De esta manera podemos construir una onda de cualquier forma, mediante la suma (a veces infinita) de ondas senoidales con diferentes amplitudes y frecuencias (teorema de Fourier) (7). La amplitud de cada onda senoidal componente nos indica qu tanto de ella contiene la onda ssmica en cuestin. Se llamaespectrode la seal ssmica al conjunto de sus componentes senoidales.Se dice que una onda ssmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo) segn predominen en su espectro unas u otras componentes.III.2 ONDAS DE CUERPOLa teora de la elasticidad nos dice que son posibles dos tipos de ondas elsticas que viajan a travs de la Tierra, y que son conocidas como ondas de cuerpo u ondas internas, las cuales pueden ser compresionales o de cizalla.III.2.1Ondas P. Las ondascompresionalesson las que se transmiten cuando las partculas del medio se desplazan en la direccin de propagacin, produciendo compresiones y dilataciones en el medio. Esto es fcil de visualizar si pensamos en un resorte como el mostrado en la figura 19. Si comprimimos un extremo del resorte (a) y luego lo soltamos, el material comprimido se extiende en la direccin indicada por la flecha pequea, comprimiendo al material que est junto a l (b). Esa compresin y la dilatacin (extensin) correspondiente viajan en la direccin indicada por las flechas gruesas, que es la misma (aunque puede variar el sentido) del desplazamiento de las partculas.

Figura 19. Onda compresional propagndose a lo largo de un resorte con velocidad v. C indica compresin y D indica dilatacin. El desplazamiento de las partculas del resorte se produce en las direcciones indicadas por d.sta es la ms veloz de todas las ondas ssmicas (ms de 5 km/s en las rocas granticas cercanas a la superficie, y alcanza ms de 11 km/s en el interior de la Tierra) y, por lo tanto, es la primera en llegar a cualquier punto, en ser sentida y en ser registrada en los sismogramas, por lo que se llam ondaPrimeraoPrimariay de all el nombre de P (en ingls se asocia tambin conpushque significa empujn o empujar).III.2.2Ondas S.Las ondas decorteo decizalla,llamadasondas S,son aqullas en las cuales las partculas del medio se desplazan perpendicularmente a la direccin de propagacin, por lo que estn asociadas con deformaciones del terreno de tipo de cizalla. Podemos visualizarlas si pensamos en las ondas que viajan por una cuerda tensa (Figura 20) y movemos uno de sus extremos perpendicularmente a ella (a). Cada partcula de la cuerda se mueve, hacia arriba o hacia abajo en la direccin indicada por las flechas pequeas, jalando a sus vecinas; de manera que la onda viaja en la direccin de la cuerda (indicada por la flecha grande) perpendicularmente a la direccin del desplazamiento de cada pedazo de cuerda (b-c).

Figura 20. Onda de cizalla propagndose con velocidad v a lo largo de una cuerda. El desplazamiento de las partculas de la cuerda se da en las direcciones indicadas por d.La onda S es ms lenta que la onda P. En una amplia gama de rocas su velocidad, Vs, es aproximadamente igual a la velocidad de la onda P, Vp, dividida entre(esto es conocido comocondicin de Poisson). Como la onda S es la segunda en llegar se le llamSecundaria,y de all su nombre (en ingls se asocia conshake,que significa sacudir).Como los lquidos no pueden soportar esfuerzos cortantes, las ondas S no se propagan a travs de ellos.El desplazamiento de las partculas en el terreno durante el paso de la onda puede ser en cualquier direccin perpendcular a la de propagacin; pero, a veces, pueden desplazarse en una sola direccin, en cuyo caso se dice que las ondas estnpolarizadas. La componente vertical de la onda S se denota a menudo por SV, mientras que la componente horizontal se denota por SH (Figura 21).

Figura 21. La onda S y sus componentes SV y SH.

Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la onda P, y se siente ms fuerte que sta.III.2.3Ondas convertidas.Cuando una onda de cuerpo que viaja a travs de un medio incide sobre una interfase (una superficie) que lo separa de otro medio con distintas propiedades elsticas, como se indica en la figura 22, en general parte de la energa es transmitida al segundo medio y parte es reflejada.

Figura 22. irayo incidente,rrayo reflejado,Rrayo refractado.

Si pensamos en una lnea perpendicular a la interfase (lanormal), y medimos los ngulosque forman los distintos rayos con ella, podemos ver que estn relacionados segn la siguiente frmula, conocida comoley de Snell:

dondees la velocidad (P o S) del rayo en el primer medio ysu velocidad en el segundo medio. La aplicacin de la ley de Snell nos permite saber cmo se comportan los rayos ssmicos cuando encuentran alguna de las discontinuidades que presenta la Tierra y que sern vistas someramente ms adelante; veremos los nombres que se aplican a las ondas de cuerpo segn la trayectoria que hayan recorrido.La ley de Snell nos dice que si un rayo pasa de un medio de menor velocidad a otro de mayor velocidad se aleja de la normal, mientras que si pasa de un medio de mayor a otro de menor velocidad se acercar a ella. En particular, cuando senel ngulo de refraccin es de 90, y el rayo, llamadocrticamente refractadoviaja por el medio inferior, paralelamente a la interfase.La figura 23 nos muestra el caso de una fuente ssmica (representada por un punto) en un medio consistente de una capa plana (que puede representar a un estrato geolgico) sobre un semiespacio. En (a) vemos cmo sera un sismograma obtenido en un punto muy cercano al epicentro: vemos el arribo de la onda, seguido por el de la ondaunos segundos despus (cuando su ngulo de partida es hacia arriba de la horizontal, la onda P se denota poro P, y la onda S se denota poro S. La diferencia de tiempo entre estos arribos es llamado a vecesprefase,se indica generalmente pory est relacionado con la distancia D a la fuente como:

Por lo tanto, para una gran cantidad de lugares en la Tierra (donde se cumple la condicin de Poisson y Vp es aproximadamente igual a 6 km/s), si contamos el nmero de segundos entre las llegadas de P y S, y los multiplicamos por 8.2, obtendremos la distancia a la fuente en kilmetros.

Figura 23

Adems dey, llegarn rayos reflejados en la interfase. stos son rayos P reflejados como P o como S y rayos S reflejados como S o como P. Siempre llegarn despus de, pues tienen que recorrer un camino mayor, y parte de ese camino puede ser recorrido, en calidad de S.En la figura 23 (b) vemos el sismograma correspondiente a un punto ms lejano del epicentro, donde se ve que la onda P crticamente refractada en alguna interfase, llamada a veces, llega antes que. Esto sucede porque el camino dees ms largo pero mas rpido. A partir de este punto, elprimer arribo, llamado a vecesFA,ser el correspondiente a. Si existe otro medio an ms rpido bajo la capa en que viaja esta, puede dar lugar a otraque, para distancias ms lejanas llegue an ms temprano. Como las ondas crticamente refractadas llegan a menudo a la cabeza del sismograma, son llamadas a vecesondas de cabeza.Las ondas de cabeza asociadas con la discontinuidad de Conrad (vase captulo siguiente) se denotan por P* y S*; la velocidad de P es del orden de 6.5 a 6.8 km/s. Las ondas de cabeza refractadas por la discontinuidad de(vase captulo siguiente) se denotan por; la velocidad deva de 7.8 a 8.3 km/s.III.2.4Coda.Despus de la llegada de las ondas P y S, vemos que la seal en el sismograma decae poco a poco como lo indican las lneas punteadas en la figura 23. Esta parte de la "cola" de la seal se llamacoda,y se debe a energa ssmica "dispersa" que llega hasta el sensor despus de haber sido reflejada por las heterogeneidades propias del terreno. La forma como decae la coda nos sirve para estimar qu tan grande es la atenuacin del terreno. Tambin, como veremos ms adelante, es til para la determinacin de la magnitud de los sismos, sobre todo de los locales.III.3 ONDAS SUPERFICIALESAdems de las ondas que viajan a travs del terreno, existen otras que lo hacen por la superficie, esto es, su amplitud es mxima en sta y nula en las grandes profundidades.Estas ondas pueden explicarse como causadas por la interferencia de las ondas de cuerpo (interaccin de muchas de estas ondas que viajan en diferentes direcciones), y son ms lentas que stas. En el caso de lostelesismos(los que ocurren a ms de 1000 km de distancia del observador), como el mostrado en la figura 24, las ondas superficiales llegan mucho despus que las de cuerpo, y podemos apreciar que presentandispersin; esto es, las ondas de diferentes frecuencias viajan con diferentes velocidades.

Figura 24. Telesismo registrado en sismmetros vertical (Z) y horizontal en direccin Norte-Sur (N) y Este-Oeste (E). En (a) d indica cmo es el desplazamiento de una partcula de la supeificie de la Tierra al paso de una onda Rayleigh con velocidad v.A continuacin veremos los dos tipos principales de ondas superficiales y explicaremos algunas de sus propiedades.III.3.1Ondas de Rayleigh.stas, denotadas usualmente porR,oLRcuando son de periodo muy largo (Figura 24), se deben a la interaccin entre las ondas P y las SV, y el movimiento de cada partcula de la superficie del terreno al paso de la onda se da en forma de elipse retrgrada, segn se muestra en la figura 24 (a).Son las ondas ms lentas convelocidades de grupo(la velocidad con que viaja la energa) que van de 1 a 4 km/s, segn se muestra en la figura 25 (a), que muestra varias curvas que corresponden a diversosmodosde propagacin de la onda de Rayleigh; donde cadamodo propio, modo fundamentaloeigenmodoes una forma en la cual puede vibrar el terreno de manera que se logre la interferencia constructiva que da lugar a las ondas superficiales. El modo cuya amplitud no cambia de signo con la profundidad [Figura 26 (a)] es llamadomodo fundamental,el que cambia una vez de signo [Figura 26 (b) ],primer modo superior,el que cambia de signo dos veces [Figura 26 (c)]segundo modo superior,etctera.

Figura 25. (a) Velocidades de grupo para ondas Rayleigh.

Figura 25. (b) Velocidades de grupo para ondas Love.

Figura 26. Amplitudes de los modos propios de vibracin para el modo fundamental y los dos primeros superiores de una onda de Rayleigh.Vemos que los modos de alta frecuencia tienen grandes amplitudes solamente cerca de la superficie del terreno, por lo que las propiedades del material profundo casi no influyen en ellos. En cambio, los modos de baja frecuencia tienen amplitudes considerables en profundidades mayores, por lo que su velocidad depende de las profundidades del medio cerca de la superficie y lejos de ella. La velocidad del terreno aumenta, usualmente, con la profundidad, lo que explica por qu, como se muestra en la figura 25, las componentes de ms baja frecuencia son usualmente las ms rpidas. Sin embargo, la velocidad de grupo no disminuye siempre al aumentar la frecuencia, pues la transmisin de energa requiere de interferencia constructiva de los modos.Otro efecto de la dependencia de los modos en la profundidad es que si la fuente ssmica ocurre a cierta profundidad, excitar ms a aquellos modos cuyas amplitudes sean grandes y menos a aquellos cuyas amplitudes sean pequeas (o, posiblemente, nulas) a dicha profundidad. Esto permite determinar la profundidad del foco de un terremoto (8), y, si es profundo, distinguirlo de una explosin nuclear que siempre es somera. En general, los sismos ms someros generan mayores ondas superficiales que los profundos (para iguales momentos y reas de ruptura).III.3.2Ondas de Love(en inglsLove waves, lo que se presta a infinidad de chistes) son las denotadas usualmente por L, o G o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de ondas SH solamente, por lo que no pueden existir en un semiespacio, sino que requieren al menos una capa sobre un semiespacio, donde pueda quedar atrapada parte de la energa ssmica.Son polarizadas horizontalmente (como las SH) y, por lo tanto, no se registran en los sensores verticales, como se muestra en la figura 24 (c).Aunque ms lentas que las ondas de cuerpo, las ondas de Love tienen velocidades de 1 a 4.5 km/s son ms veloces que las de Rayleigh, como se muestra en la figura 24. La figura 25 (b) muestra las curvas de dispersin de grupo para varios modos propios de las ondas de Love. Podemos ver que, igual que con las ondas de Rayleigh, cada modo tiene una velocidad tope, y tambin existe una frecuencia tope por debajo de la cual no puede vibrar cada uno de los modos superiores.III.4 ONDAS GUIADASCuando una capa o nivel de roca se encuentra rodeada de otras rocas con velocidades ssmicas superiores, algunas de las ondas que se encuentren dentro de ella no podrn escapar a los medios circundantes y sern transmitidas a lo largo de la capa con muy poca prdida de energa. Este tipo de estructura es conocido comogua de ondas.Existen varios tipos de guas de ondas; podemos considerar que la superficie de la Tierra es una gua de ondas para las ondas de Rayleigh y de Love. En el ocano existe una capa de agua de baja velocidad, conocida como canalSOFAR,que transmite ondas hasta grandes distancias; si un sismo genera ondas que se transmitan por este canal (a la velocidad del sonido en el agua), al alcanzar la tierra firme sern registradas despus de la llegada de las ondas P y S, por lo que son conocidas como ondasT(de "Terceras" ).Otros tipos de ondas guiadas son las ondasque son ondas de periodo corto (1 a, 6 s), predominantemente transversales, guiadas en la corteza terrestre y observadas solamente en trayectorias puramente continentales; y lasondas de placa,que son ondas que viajan a lo largo de las placas subducidas que estudiaremos ms abajo.III.5 MODOS PROPIOS DE LA TIERRACuando golpeamos un objeto de tamao finito, como, por ejemplo, una campana, sta comenzar a vibrar; pero no puede vibrar de cualquier manera, slo puede vibrar en formas que sean combinaciones de ciertas formas de vibrar llamadasmodos propios.Una campana o un diapasn tienen un modo que domina la vibracin, y es lo que les da sus tonos caractersticos; sin embargo, no vibran de un solo modo, su vibracin total es la suma del total de sus modos, excitados cada uno en mayor o menor proporcin.La Tierra se comporta de manera similar, puede vibrar slo de modos determinados, y toda vibracin ser una combinacin de stos. La figura 27 muestra algunos de los modos de la Tierra. Cuando ocurre un sismo, excita algunos de estos modos (9), y podemos expresar cualquier onda ssmica como una combinacin de ellos. Sin embargo, para periodos muy largos podemos distinguir los modos individuales, y su estudio ha sido de gran valor para inferir varios datos acerca de la estructura del interior de la Tierra (10).

Figura 27. Modos propios de la Tierra. (a) Modos volumtricos: modo fundamentaly los dos primeros modos superiores. (b) Primeros dos modas de cizalla.III.6TSUNAMISTsunamies una voz japonesa con la que se designa a las olas marinas, generadas por terremotos, que azotan las costas minutos u horas despus del sismo. El terremoto de Michoacn, del 19 de septiembre de 1985, genertsunamisde unos 1.5 m de altura que azotaron las costas de Michoacn y Guerrero. De 1732 a 1973 han ocurrido al menos 20tsunamisen Mxico, casi todos causados por sismos ocurridos entre las regiones de Acapulco y Jalisco, dos de los cuales, en 1787 y 1925, alcanzaron alturas de 12 m, en Manzanillo y Zihuatanejo respectivamente (11).Los grandestsunamis, especialmente en el Pacfico, se originan en alguna de las grandes trincheras ocenicas, como las de Chile, Japn y las Aleutianas. La ola viaja, a travs del mar abierto, con velocidades del orden de 300 m/s y amplitudes relativamente pequeas (del orden de uno a unos cuantos metros). Cuando se acerca a las costas, donde la profundidad del agua disminuye, y a veces la topografa hace efectos de embudo, la ola crece, alcanzando a veces alturas considerables y arrasando ciudades enteras. Podemos anotartsunamisde 14.3 m de altura en frica, Chile (1868), de 23 m en Honshu, Japn (1933), de 17 m en Hawai y de 30.5 m en las Aleutianas (1946) (1).Estas olas son tan dainas que se ha establecido el Sistema de Alarma Temprana de Tsunamis(TEWA)que, tras sismos grandes en las zonas donde se generan usualmentetsunamis,detecta el paso de las olas y da la alarma a los sitios que pueden resultar afectados.III.7 FASES SSMICAS Y ARRIBOSCada onda (de cuerpo, superficial, directa, reflejada, de cabeza, etc.) que podemos distinguir en un sismograma, es llamadafase ssmica(no confundir estas "fases" con la fase de una onda senoidal).El punto del sismograma donde comienza, en el que "llega", la fase ssmica es llamadoarriboy el tiempo correspondiente es llamadotiempo de arribode la fase. Es uso general expresar todos los tiempos de arribo referidos al Tiempo Coordinado Universal(UCT),que es radiado por varias estaciones en el mundo entero y ha venido a remplazar al Tiempo Medio de Greenwich(GMT);aunque stos son casi exactamente iguales.Cuando un arribo es sbito, es decir comienza con un movimiento grande y empinado, que permite distinguirlo claramente a pesar del ruido, como se muestra en la figura 23 (a), se llamaimpulsivo.Los arribos impulsivos son tpicos de sismos cercanos.El caso contrario, cuando el arribo es gradual y resulta dificil determinar su comienzo, como el ejemplo de la figura 24, se llamaemergente.Estos arribos son tpicos de telesismos, o de fases que tengan relativamente poca energa y se pierdan en el ruido.