Geología

Lo que aprenderás a hacer

• Describir los terremotos y sus características
• Identificar las causas de los terremotos
• Identificar dónde ocurren comúnmente los terremotos

La sismología es el estudio de las ondas sísmicas. La sismología es también el estudio de los terremotos, principalmente a través de las ondas que producen. Midiendo y analizando las ondas sísmicas, los sismólogos pueden obtener información como:

• El epicentro de un terremoto
• La profundidad de un foco sísmico
• La magnitud (potencia) de un terremoto
• El tipo de movimiento de la falla que produjo un terremoto
• Si es probable que un terremoto bajo el océano haya generado un tsunami (un conjunto de olas oceánicas gigantes)

Además de información sobre terremotos y fallas, la sismología nos permite conocer las capas de la tierra. Gran parte de lo que sabemos sobre la corteza, la litosfera, la astenosfera, el manto y el núcleo proviene de la sismología. Consulte la página de conceptos básicos sobre el interior de la Tierra.

La sismología también nos proporciona información sobre las pruebas nucleares subterráneas que tienen lugar en cualquier lugar de la Tierra, permite localizar posibles yacimientos de petróleo dentro de la corteza terrestre y nos ayuda a predecir cuándo un volcán está a punto de entrar en erupción.

Los sismógrafos y los sismómetros son los instrumentos utilizados para medir las ondas sísmicas. El sismógrafo analógico tradicional utiliza un bolígrafo (estilete) incrustado en un pesado peso, que está suspendido sobre muelles. Cuando la tierra se mueve durante un terremoto, una hoja de papel que rueda bajo el estilete se mueve con la tierra, pero el estilete, con su peso suspendido sobre muelles, permanece inmóvil, dibujando líneas en la hoja de papel que muestran los movimientos sísmicos de la tierra. La siguiente foto del USGS muestra un sismograma de un sismógrafo situado en Columbia, California, que registró el terremoto de Loma Prieta de 1989.



Con la tecnología moderna, los sismógrafos con bolígrafos y hojas de papel enrollables están siendo sustituidos por sismómetros con sensores electrónicos y pantallas de ordenador. Tanto los sismógrafos como los sismómetros producen un sismograma, que es un registro gráfico de las ondas sísmicas, visto en papel o en el monitor de un ordenador.

Causas de los terremotos

El siguiente vídeo explica la causa de los terremotos.

Resumen de la teoría del rebote elástico

En un terremoto, el punto inicial en el que las rocas se rompen en la corteza se llama foco. El epicentro es el punto de la superficie terrestre que se encuentra directamente sobre el foco. En aproximadamente el 75% de los terremotos, el foco se encuentra en los 10 a 15 kilómetros superiores de la corteza. Los terremotos poco profundos son los que causan más daños porque el foco está cerca de donde vive la gente. Sin embargo, es el epicentro de un terremoto lo que informan los científicos y los medios de comunicación (figura 1).



Figura 1. En la sección transversal vertical de la corteza, hay dos características etiquetadas: el foco y el epicentro, que está directamente por encima del foco.

Mira esta animación que resume la teoría del rebote elástico.



Figura 2. Tipos de fallas

Los terremotos tectónicos se producen en cualquier lugar de la tierra donde haya suficiente energía de tensión elástica almacenada para impulsar la propagación de la fractura a lo largo de un plano de falla. Los lados de una falla se mueven entre sí de forma suave y asísmica sólo si no hay irregularidades o asperezas a lo largo de la superficie de la falla que aumenten la resistencia a la fricción. La mayoría de las superficies de las fallas tienen tales asperezas y esto conduce a una forma de comportamiento de stick-slip. Una vez que la falla se ha bloqueado, el movimiento relativo continuado entre las placas conduce a un aumento de la tensión y, por tanto, de la energía de deformación almacenada en el volumen que rodea la superficie de la falla. Esto continúa hasta que la tensión ha aumentado lo suficiente como para romper la aspereza, permitiendo repentinamente el deslizamiento sobre la parte bloqueada de la falla, liberando la energía almacenada.

Esta energía se libera como una combinación de ondas sísmicas de deformación elástica radiada, calentamiento por fricción de la superficie de la falla y agrietamiento de la roca, provocando así un terremoto. Este proceso de aumento gradual de la deformación y la tensión, puntuado por una falla sísmica repentina y ocasional, se conoce como la teoría del rebote elástico. Se estima que sólo un 10% o menos de la energía total de un terremoto se irradia como energía sísmica. La mayor parte de la energía del terremoto se utiliza para impulsar el crecimiento de la fractura del terremoto o se convierte en calor generado por la fricción. Por lo tanto, los terremotos reducen la energía potencial elástica disponible de la Tierra y aumentan su temperatura, aunque estos cambios son insignificantes en comparación con el flujo de calor conductivo y convectivo que sale del interior profundo de la Tierra.

Tipos de fallas sísmicas

Hay tres tipos principales de fallas, todas las cuales pueden causar un terremoto interplaca: normales, inversas (de empuje) y de deslizamiento. Las fallas normales e inversas son ejemplos de deslizamiento por buzamiento, donde el desplazamiento a lo largo de la falla es en la dirección del buzamiento y el movimiento en ellas implica una componente vertical. Las fallas normales se producen principalmente en zonas en las que la corteza se extiende, como un límite divergente. Las fallas inversas se producen en zonas en las que la corteza se acorta, como en un límite convergente. Las fallas de deslizamiento son estructuras empinadas en las que los dos lados de la falla se deslizan horizontalmente entre sí; los límites de transformación son un tipo particular de falla de deslizamiento. Muchos terremotos son causados por movimientos en fallas que tienen componentes tanto de deslizamiento de buzamiento como de deslizamiento de golpe; esto se conoce como deslizamiento oblicuo.

Las fallas inversas, en particular las que se encuentran a lo largo de los límites de placas convergentes, están asociadas a los terremotos más potentes, los megaterremotos, incluyendo casi todos los de magnitud 8 o superior. Las fallas de deslizamiento, en particular las transformaciones continentales, pueden producir grandes terremotos de hasta una magnitud 8 aproximadamente. Los terremotos asociados a las fallas normales suelen ser inferiores a la magnitud 7. Por cada unidad de aumento de la magnitud, la energía liberada se multiplica aproximadamente por treinta. Por ejemplo, un terremoto de magnitud 6,0 libera aproximadamente 30 veces más energía que un terremoto de magnitud 5,0 y un terremoto de magnitud 7,0 libera 900 veces (30 × 30) más energía que un terremoto de magnitud 5,0. Un terremoto de magnitud 8,6 libera la misma cantidad de energía que 10.000 bombas atómicas como las utilizadas en la Segunda Guerra Mundial.



Figura 3. Foto aérea de la Falla de San Andrés en la Llanura del Carrizo, al noroeste de Los Ángeles

Esto es así porque la energía liberada en un terremoto, y por tanto su magnitud, es proporcional al área de la falla que se rompe y a la caída de tensión. Por tanto, cuanto mayor sea la longitud y la anchura de la zona de la falla, mayor será la magnitud resultante. La parte superior y frágil de la corteza terrestre y las placas tectónicas frías que descienden hacia el manto caliente son las únicas partes de nuestro planeta que pueden almacenar energía elástica y liberarla en rupturas de fallas. Las rocas más calientes de unos 300 grados centígrados fluyen en respuesta a la tensión; no se rompen en los terremotos. Las longitudes máximas observadas de las rupturas y de las fallas cartografiadas (que pueden romperse en una sola ruptura) son de aproximadamente 1000 km. Algunos ejemplos son los terremotos de Chile, 1960; Alaska, 1957; Sumatra, 2004, todos ellos en zonas de subducción. Las rupturas sísmicas más largas en fallas de deslizamiento, como la Falla de San Andrés (1857, 1906), la Falla de Anatolia del Norte en Turquía (1939) y la Falla de Denali en Alaska (2002), tienen una longitud de entre la mitad y un tercio de la longitud de los márgenes de las placas de subducción, y las de las fallas normales son incluso más cortas.

El parámetro más importante que controla la magnitud máxima de un terremoto en una falla no es, sin embargo, la longitud máxima disponible, sino la anchura disponible, ya que esta última varía en un factor de 20. A lo largo de los márgenes convergentes de las placas, el ángulo de buzamiento del plano de ruptura es muy poco profundo, normalmente de unos 10 grados. Así, la anchura del plano dentro de la corteza frágil superior de la Tierra puede llegar a ser de 50 a 100 km (Japón, 2011; Alaska, 1964), lo que hace posibles los terremotos más potentes.

Las fallas de deslizamiento tienden a estar orientadas casi verticalmente, lo que da lugar a una anchura aproximada de 10 km dentro de la corteza frágil, por lo que no son posibles los terremotos con magnitudes muy superiores a 8. Las magnitudes máximas a lo largo de muchas fallas normales son aún más limitadas porque muchas de ellas están situadas a lo largo de centros de propagación, como en Islandia, donde el espesor de la capa frágil es de sólo unos 6 km.

Además, existe una jerarquía de nivel de tensión en los tres tipos de fallas. Las fallas de empuje son generadas por los niveles de tensión más altos, el deslizamiento de golpe por los intermedios y las fallas normales por los más bajos. Esto puede entenderse fácilmente considerando la dirección del mayor esfuerzo principal, la dirección de la fuerza que «empuja» la masa rocosa durante la falla. En el caso de las fallas normales, la masa rocosa es empujada hacia abajo en dirección vertical, por lo que la fuerza de empuje (mayor tensión principal) es igual al peso de la propia masa rocosa. En el caso de las fallas de empuje, la masa rocosa «escapa» en la dirección del menor esfuerzo principal, es decir, hacia arriba, elevando la masa rocosa, por lo que la sobrecarga es igual al menor esfuerzo principal. La falla de deslizamiento es intermedia entre los otros dos tipos descritos anteriormente. Esta diferencia en el régimen de tensiones en los tres entornos de fallas puede contribuir a las diferencias en la caída de tensiones durante la falla, lo que contribuye a las diferencias en la energía radiada, independientemente de las dimensiones de la falla.

Terremotos lejos de los límites de placa

Donde los límites de placa ocurren dentro de la litosfera continental, la deformación se extiende sobre un área mucho mayor que el propio límite de placa. En el caso de la transformación continental de la falla de San Andrés, muchos terremotos se producen lejos del límite de placa y están relacionados con las tensiones desarrolladas dentro de la zona más amplia de deformación causada por las principales irregularidades del trazado de la falla (por ejemplo, la región de la «Gran curva»). El terremoto de Northridge se asoció a un movimiento en un empuje ciego dentro de una zona de este tipo. Otro ejemplo es el límite de placa convergente fuertemente oblicuo entre las placas arábiga y euroasiática, que atraviesa la parte noroeste de los Montes Zagros. La deformación asociada a este límite de placa se divide en movimientos de sentido de empuje casi puros perpendiculares al límite en una amplia zona al suroeste y movimientos de deslizamiento de golpe casi puros a lo largo de la Falla Principal Reciente cerca del propio límite de placa. Así lo demuestran los mecanismos focales de los terremotos.

Todas las placas tectónicas tienen campos de tensión internos causados por sus interacciones con las placas vecinas y la carga o descarga sedimentaria (por ejemplo, la deglaciación). Estas tensiones pueden ser suficientes para provocar fallos a lo largo de los planos de falla existentes, dando lugar a terremotos intraplaca.

Terremotos de foco superficial y foco profundo



Figura 4. Edificio del Gran Hotel colapsado en la metrópoli de San Salvador, tras el terremoto superficial de San Salvador de 1986.

La mayoría de los terremotos tectónicos se originan en el anillo de fuego a profundidades que no superan las decenas de kilómetros. Los terremotos que se producen a una profundidad inferior a 70 km se clasifican como terremotos de foco superficial, mientras que los que tienen una profundidad focal entre 70 y 300 km se denominan comúnmente terremotos de foco medio o de profundidad intermedia. En las zonas de subducción, donde la corteza oceánica más antigua y fría desciende por debajo de otra placa tectónica, los terremotos de foco profundo pueden producirse a profundidades mucho mayores (entre 300 y 700 kilómetros).

Estas zonas de subducción sísmicamente activas se conocen como zonas Wadati-Benioff. Los terremotos de foco profundo se producen a una profundidad en la que la litosfera subducida ya no debería ser frágil, debido a la alta temperatura y presión. Un posible mecanismo para la generación de terremotos de foco profundo es la falla causada por el olivino que experimenta una transición de fase hacia una estructura de espinela.

Terremotos y actividad volcánica

Los terremotos se producen a menudo en regiones volcánicas y son causados allí, tanto por fallas tectónicas como por el movimiento del magma en los volcanes. Estos terremotos pueden servir de alerta temprana de erupciones volcánicas, como ocurrió durante la erupción del Monte Santa Helena en 1980. Los enjambres de terremotos pueden servir como marcadores de la ubicación del magma que fluye por los volcanes. Estos enjambres pueden ser registrados por sismómetros e inclinómetros (un dispositivo que mide la pendiente del terreno) y utilizados como sensores para predecir erupciones inminentes o próximas.

Dinámica de la ruptura

Un terremoto tectónico comienza por una ruptura inicial en un punto de la superficie de la falla, un proceso conocido como nucleación. La escala de la zona de nucleación es incierta, ya que algunas pruebas, como las dimensiones de la ruptura de los terremotos más pequeños, sugieren que es menor de 100 m, mientras que otras pruebas, como un componente lento revelado por los espectros de baja frecuencia de algunos terremotos, sugieren que es mayor. La posibilidad de que la nucleación implique algún tipo de proceso de preparación se ve respaldada por la observación de que alrededor del 40% de los terremotos van precedidos de presismos. Una vez iniciada la ruptura, ésta comienza a propagarse a lo largo de la superficie de la falla. La mecánica de este proceso es poco conocida, en parte porque es difícil recrear las altas velocidades de deslizamiento en un laboratorio. Además, los efectos del fuerte movimiento del terreno hacen que sea muy difícil registrar información cerca de la zona de nucleación.

La propagación de la ruptura se modela generalmente utilizando un enfoque de mecánica de la fractura, comparando la ruptura con una grieta de cizallamiento de modo mixto en propagación. La velocidad de ruptura es una función de la energía de fractura en el volumen alrededor de la punta de la grieta, aumentando con la disminución de la energía de fractura. La velocidad de propagación de la ruptura es órdenes de magnitud más rápida que la velocidad de desplazamiento a través de la falla. Las rupturas sísmicas suelen propagarse a velocidades que se sitúan en el rango del 70-90% de la velocidad de las ondas S, y esto es independiente del tamaño del terremoto. Un pequeño subgrupo de rupturas sísmicas parece haberse propagado a velocidades superiores a la de las ondas S. Todos estos terremotos de supercortadura se han observado durante grandes eventos de deslizamiento. La zona inusualmente amplia de daños coseísmicos causados por el terremoto de Kunlun de 2001 se ha atribuido a los efectos del estampido sónico desarrollado en tales terremotos. Algunas rupturas sísmicas se desplazan a velocidades inusualmente bajas y se denominan terremotos lentos. Una forma especialmente peligrosa de terremoto lento es el terremoto tsunami, observado cuando las intensidades relativamente bajas sentidas, causadas por la lenta velocidad de propagación de algunos grandes terremotos, no logran alertar a la población de la costa vecina, como en el terremoto de Sanriku de 1896.

Conglomerados de terremotos

La mayoría de los terremotos forman parte de una secuencia, relacionados entre sí en términos de ubicación y tiempo. La mayoría de los grupos de terremotos consisten en pequeños temblores que causan poco o ningún daño, pero existe la teoría de que los terremotos pueden repetirse siguiendo un patrón regular.

Aftershocks

Un aftershock es un terremoto que ocurre después de un terremoto anterior, el mainshock. Una réplica se encuentra en la misma región de la sacudida principal, pero siempre de menor magnitud. Si una réplica es mayor que la sacudida principal, la réplica se redefine como sacudida principal y la sacudida principal original se redefine como pre-simulacro. Las réplicas se forman a medida que la corteza alrededor del plano de falla desplazado se ajusta a los efectos de la sacudida principal.

Enjambres de terremotos

Los enjambres de terremotos son secuencias de terremotos que se producen en un área específica dentro de un corto período de tiempo. Se diferencian de los terremotos seguidos de una serie de réplicas por el hecho de que ninguno de los terremotos de la secuencia es obviamente la sacudida principal, por lo que ninguno tiene magnitudes notablemente más altas que el otro. Un ejemplo de enjambre de terremotos es la actividad de 2004 en el Parque Nacional de Yellowstone. En agosto de 2012, un enjambre de terremotos sacudió el Valle Imperial del Sur de California, mostrando la mayor actividad registrada en la zona desde la década de 1970.

A veces se produce una serie de terremotos en lo que se ha llamado una tormenta sísmica, donde los terremotos golpean una falla en grupos, cada uno de ellos desencadenado por la sacudida o la redistribución de la tensión de los terremotos anteriores. Similares a las réplicas, pero en segmentos adyacentes de la falla, estas tormentas se producen a lo largo de años, y algunos de los terremotos posteriores son tan dañinos como los primeros. Este patrón se observó en la secuencia de alrededor de una docena de terremotos que sacudieron la Falla del Norte de Anatolia en Turquía en el siglo XX y se ha deducido para grupos anómalos más antiguos de grandes terremotos en Oriente Medio.

Lugares comunes de los terremotos

Los terremotos y los límites de las placas

La mayoría de los terremotos, aunque no todos, se producen en los límites de las placas o cerca de ellos. En los lugares en los que dos placas divergen, se transforman o convergen entre sí, se concentra una gran cantidad de tensión y una gran cantidad de deformación, gran parte de ella en forma de ruptura de la tierra.

La tensión es el esfuerzo dominante en los límites de placas divergentes. Las fallas normales y los valles de rift son las estructuras predominantes relacionadas con los terremotos en los límites de placas divergentes. Los terremotos en los límites de las placas divergentes suelen ser relativamente poco profundos y, aunque pueden ser dañinos, los terremotos más potentes en los límites de las placas divergentes no son tan potentes como los terremotos más potentes en los límites de las placas convergentes.

Los límites de las placas de transformación son zonas dominadas por el cizallamiento horizontal, siendo las fallas de deslizamiento el tipo de falla más característico. La mayoría de los límites de placas transformantes atraviesan una corteza oceánica relativamente delgada, que forma parte de la estructura del fondo oceánico, y producen terremotos relativamente superficiales que rara vez son de gran magnitud. Sin embargo, cuando los límites de placas transformantes y sus fallas de deslizamiento atraviesan la corteza más gruesa de las islas o la corteza aún más gruesa de los continentes, puede ser necesario acumular más tensión antes de que las masas de roca más gruesas se rompan, por lo que las magnitudes de los terremotos pueden ser mayores que en las zonas de los límites de placas transformantes confinadas a la corteza oceánica delgada. Esto es evidente en lugares como la zona de la falla de San Andrés de California, donde una falla transformante atraviesa la corteza continental y los terremotos que se producen en ella superan a veces los 7,0 grados de magnitud.

En los límites de placas convergentes predomina la compresión. Las principales fallas que se encuentran en los límites de placas convergentes suelen ser fallas inversas o de empuje, incluyendo una falla de empuje principal en el límite entre las dos placas y, normalmente, varias fallas de empuje más importantes que corren aproximadamente paralelas al límite de la placa. Los terremotos más potentes que se han medido son los de subducción, de hasta más de 9,0 de magnitud. Todas las zonas de subducción del mundo corren el riesgo de sufrir terremotos de subducción con magnitudes de hasta 9,0 o incluso superiores en casos extremos, y es probable que produzcan tsunamis. Esto incluye la zona de subducción de Cascadia, en el norte de California y la costa de Oregón y Washington, la zona de subducción de las Aleutianas, en el sur de Alaska, la zona de subducción de Kamchatka, en el Pacífico de Rusia, la zona de subducción de Acapulco, en el sur del Pacífico de México, la zona de subducción de América Central, la zona de subducción de los Andes, la zona de subducción de las Indias Occidentales o del Caribe, y las zonas de subducción de Indonesia, Japón, Filipinas, y varias zonas más de subducción en el océano Pacífico occidental y sudoccidental.

Terremotos intraplaca

Algunos terremotos tienen lugar lejos de los límites de las placas. Los terremotos pueden producirse en cualquier lugar en el que haya suficiente tensión en la corteza terrestre como para que las rocas se rompan.

Por ejemplo, Hawái se encuentra a miles de kilómetros de cualquier límite de placa, pero los volcanes que componen las islas se han acumulado con tanta rapidez que todavía están en proceso de estabilización gravitatoria. Algunos sectores de las islas hawaianas se desploman ocasionalmente a lo largo de las fallas normales, produciendo terremotos intraplaca. La mayoría de los terremotos se producen en la gran isla de Hawai, que está compuesta por los volcanes más jóvenes y de más reciente construcción. El registro geológico muestra que algunas partes de las islas más antiguas han sufrido importantes colapsos en los últimos millones de años, con secciones de las islas que se deslizan hacia el fondo del mar en deslizamientos de tierra sobre fallas normales poco profundas.

Otro ejemplo es la región de la Cuenca y la Cordillera del oeste de Estados Unidos, incluyendo Nevada y el este de Utah, donde la corteza está sometida a tensión. Allí se producen terremotos en fallas normales, muy lejos de los límites de las placas en la costa oeste. La tensión en la corteza de la provincia de la Cuenca y la Cordillera puede deberse en parte a un sistema de dorsales oceánicas que se subduce bajo California y que ahora se encuentra bajo la Cuenca y la Cordillera, lo que provoca tensión en la litosfera.

La región que rodea el Parque Nacional de Yellowstone también sufre ocasionalmente grandes terremotos en fallas normales. Los terremotos en esa zona pueden deberse a que el punto caliente de Yellowstone provoca una expansión térmica diferencial de la litosfera en una amplia zona alrededor del centro del punto caliente.

Varias ciudades de la Costa Este, como Boston, Nueva York y Charleston, en Carolina del Sur, han experimentado terremotos dañinos en los últimos dos siglos. Las fallas que se encuentran debajo de estas ciudades pueden remontarse a la ruptura de Pangea y a la apertura del océano Atlántico que comenzó hace unos 200 millones de años.

En la zona de la ciudad de Nuevo Madrid, a lo largo del río Misisipi en el sureste de Missouri y el oeste de Tennessee, se produjeron grandes terremotos en 1811-1812. Allí siguen produciéndose terremotos de leves a moderados, lo que mantiene activa la posibilidad de que vuelvan a producirse terremotos dañinos en el futuro. El sistema de fallas bajo esa zona puede datar de épocas de colisión continental y de rifting continental en un pasado geológico lejano, y la tensión reciente en la corteza alrededor de Nuevo Madrid puede deberse a la acumulación masiva de sedimentos en la región del delta del río Misisipi, que se extiende al sur de esa zona.

Sismos y volcanes

Las conexiones entre los terremotos y los volcanes no siempre son evidentes. Sin embargo, cuando el magma se desplaza por debajo de un volcán, y cuando éste entra en erupción, produce terremotos. Los terremotos volcánicos son distintos del tipo más común de terremotos que se producen por rebote elástico a lo largo de las fallas.

Los sismólogos pueden utilizar los patrones y las señales de los terremotos procedentes de debajo de los volcanes para predecir que el volcán está a punto de entrar en erupción, y pueden utilizar las ondas sísmicas para ver que un volcán está sufriendo una erupción incluso si el volcán se encuentra en un lugar remoto, oculto en la oscuridad, o escondido en las nubes de tormenta.

Las chimeneas volcánicas, y los volcanes en general, suelen estar situados a lo largo de fallas, o en la intersección de varias fallas. Las grandes fallas que ya existen en la corteza pueden ser vías naturales para canalizar el magma ascendente. Sin embargo, en los grandes edificios volcánicos, las fallas menos profundas son producto del desarrollo del volcán. Existen efectos de retroalimentación entre la presión ascendente de la flotación del magma en la corteza, el crecimiento de las fallas en las zonas volcánicas y el venteo de los volcanes, que aún no se comprenden del todo.

Como se señaló al principio de esta sección, no todos los terremotos se deben al deslizamiento de bloques sólidos de roca a lo largo de las fallas. Cuando un volcán sufre una potente erupción piroclástica -es decir, cuando un volcán explota- hace temblar la tierra. Los terremotos causados por una erupción volcánica explosiva producen una señal sísmica diferente a la de los terremotos causados por el deslizamiento a lo largo de las fallas.

Otro ejemplo de terremotos causados, al menos en parte, por el movimiento del magma, en lugar de por el deslizamiento de rocas totalmente sólidas a lo largo de las fallas, son los terremotos provocados por el movimiento del magma hacia arriba por debajo de un volcán, o hacia niveles más altos de la corteza, haya o no un volcán en la parte superior. Este movimiento ascendente del magma dentro de la corteza se denomina a veces inyección de magma. Los sismólogos siguen investigando las interacciones entre el movimiento del magma en la corteza, y el deslizamiento relacionado a lo largo de las fallas que puede ser causado por la presión y el movimiento del magma.

El Cinturón de Fuego

El Cinturón de Fuego es un área donde se produce un gran número de terremotos y erupciones volcánicas en la cuenca del Océano Pacífico. En forma de herradura de 40.000 km, está asociado a una serie casi continua de fosas oceánicas, arcos volcánicos y cinturones volcánicos y/o movimientos de placas. Cuenta con 452 volcanes y alberga más del 75% de los volcanes activos e inactivos del mundo. A veces se le denomina cinturón circumpacífico.



Figura 5. El Cinturón de Fuego del Pacífico

Alrededor del 90% de los terremotos del mundo y el 81% de los mayores terremotos del mundo se producen a lo largo del Cinturón de Fuego. La siguiente región más activa desde el punto de vista sísmico (5-6% de los terremotos y 17% de los mayores terremotos del mundo) es el cinturón alpino, que se extiende desde Java hasta Sumatra, pasando por el Himalaya, el Mediterráneo y hasta el Atlántico. La dorsal central del Atlántico es el tercer cinturón sísmico más importante.

El Cinturón de Fuego es un resultado directo de la tectónica de placas y del movimiento y las colisiones de las placas litosféricas. La sección oriental del anillo es el resultado de la subducción de la Placa de Nazca y la Placa de Cocos bajo la Placa Sudamericana que se mueve hacia el oeste. La placa de Cocos está siendo subducida bajo la placa del Caribe, en América Central. Una parte de la placa del Pacífico, junto con la pequeña placa de Juan de Fuca, está siendo subducida bajo la placa de América del Norte. A lo largo de la parte norte, la placa del Pacífico, que se desplaza hacia el noroeste, está siendo subducida bajo el arco de las Islas Aleutianas. Más al oeste, la placa del Pacífico está siendo subductada a lo largo de los arcos de la península de Kamchatka al sur de Japón. La parte sur es más compleja, con una serie de placas tectónicas más pequeñas en colisión con la placa del Pacífico desde las Islas Marianas, Filipinas,Bougainville, Tonga y Nueva Zelanda; esta parte excluye a Australia, ya que se encuentra en el centro de su placa tectónica. Indonesia se encuentra entre el Cinturón de Fuego a lo largo de las islas del noreste, que incluye a Nueva Guinea, y el cinturón alpino a lo largo del sur y el oeste, desde Sumatra, Java, Bali, Flores y Timor. La famosa y muy activa zona de la Falla de San Andrés, en California, es una falla de transformación que desplaza una parte de la elevación del Pacífico oriental bajo el suroeste de Estados Unidos y México. El movimiento de la falla genera numerosos pequeños terremotos, en múltiples ocasiones al día, la mayoría de los cuales son demasiado pequeños para ser sentidos. La falla activa de la Reina Carlota, en la costa oeste de Haida Gwaii, en la Columbia Británica (Canadá), ha generado tres grandes terremotos durante el siglo XX: uno de magnitud 7 en 1929, otro de magnitud 8,1 en 1949 (el mayor terremoto registrado en Canadá) y otro de magnitud 7,4 en 1970.

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