Plegamientos

Conocemos que la tierra es un ente que se encuentra en constante movimiento; por lo que se presentan diferentes cambios en la misma, así pueden producirse movimientos tectónicos y generar la formación de pliegues y fallas, todos estos procesos son presentados y estudiados en este trabajo de investigación para lo cual recomendamos que el lector tengan conocimientos básicos en las ciencias de la tierra para la correcta interpretación de los de los temas tratados. En la inmensidad de tiempo geológico lo que hace que los cambios lentos que tienen lugar en la tierra produzcan efectos importantes. Los sismos son estudiados en este trabajo desde un punto de vista geológico y profesional. Gran parte de nuestra comprensión de la dinámica del conocimiento de las propiedades físicas y químicas de las rocas y los minerales. La clasificación sistemática y la descripción de los materiales de la tierra escapa al objeto de este libro; también este tema esta tratado en otros trabajos técnicos de este curso.

Pliegues y plegamientos, en geología, curvaturas en rocas o en los estratos que las contienen. La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales o próximos a la horizontalidad. Sin embargo, cuando hoy los observamos no sólo están solidificados, sino que suelen estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno. Al sufrir presión las rocas se pliegan o sufren un plegamiento, denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenco, o sinclinales. Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros.

Un pliegue aislado es una ondulación definida por la curvatura máxima de los estratos. La charnela es la línea que une los puntos de máximo plegamiento en cada capa. El plano axial reúne estas líneas definidas en sucesivas capas. El eje es cualquier línea del lecho paralela a la línea de ondulación. Cuando el eje se inclina desde la horizontalidad se dice que se sumerge. En los pliegues erguidos, los planos axiales son verticales, mientras que en los reclinados se inclinan o buzan y son subhorizontales. En estos últimos, el flanco superior puede desprenderse empujando al inferior y forman una estructura conocida como manto, común en los Alpes o en los Pirineos. El espesor de un lecho medido en el plano perpendicular a la superficie de estratificación se mantiene constante alrededor de un pliegue paralelo. Este grosor normal varía junto a un pliegue similar y es constante en direcciones paralelas a las superficies axiales. Las capas en un conjunto de pliegues paralelos pueden aparecer como arcos de circunferencia y, en este caso se dice que el plegamiento es concéntrico. Los pliegues similares y concéntricos tienen una simetría sencilla y fija. Algunos plegamientos, en especial los de rocas metamórficas muy alteradas se denominan ptigmáticos; son muy variables y tienen cambios en la forma o en la orientación de las ondulaciones o de las superficies axiales.

La mayoría de estos plegamientos responden a presiones sobre la corteza terrestre. Los rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece improbable que se doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se produce el plegamiento como ocurre en los plegamientos ptigmáticos. El calor es un factor importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de friables a dúctiles. La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también importante. La diferencia de comportamiento se puede explicar si se considera el ejemplo del alquitrán o chapote: al golpearlo con un martillo se rompe, pero con el efecto de la gravedad se desparrama. De igual forma, las rocas que sufren procesos de deformación rápida se fracturan y producen un terremoto, mientras que las mismas rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y continuas.

El alabeo es otra forma en la que las rocas pueden plegarse. Consiste en una deformación suave de una gran extensión de la corteza terrestre. En este caso forman lechos paralelos los cuales tienden a mantener sus formas originales. El plegamiento también puede involucrar un proceso conocido como deslizamiento de flexión. Mientras que los lechos tienden a formar un anticlinal, las capas superiores se deslizan respecto a las inferiores; la superficie inferior de un alabeo de arenisca en un anticlinal se mueve hacia la cresta con relación a los lechos vecinos. Por el contrario, cuando están sometidos a fuerzas de cizalladura forman un conjunto de pliegues similares. Este mecanismo puede imaginarse como una línea trazada sobre una de las caras de un mazo de cartas. Si se presionan las cartas en el centro de un lateral del mazo, la línea tomará la forma de un anticlinal producido por la cizalla de cada carta con su vecina. En cualquier región con estratos heterogéneos, es muy probable que el plegamiento sea una combinación de estos tres mecanismos.

Cuando las rocas son sometidas a tensión al interior de la corteza terrestre, sobrepasan su limite de resistencia especifico y se produce la rotura de las mismas, según una serie de planos que coinciden con las direcciones de mínima resistencia, en relación con la dirección de la tensión o presión sufrida. La capacidad que posee una roca para plegarse o romperse depende del tipo de roca y de las condiciones físicas a las que este sometida.
Las fracturas en la corteza terrestre pueden tener variadas magnitudes desde fallas locales hasta grandes fracturas que se pueden seguir por kilómetros. A medida que bajamos en profundidad las fracturas de la corteza van disminuyendo, ya que los materiales al aumentar la presión y temperatura se empiezan a comportar plásticamente.

Definición Falla: Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este movimiento se llama desplazamiento. Origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera. Las fuerzas tectónicas tienen su origen principalmente en el movimiento de los continentes.

Indicadores directos de fallas: Generalmente se puede diferenciar entre indicadores directos u indirectos de fallas. Los indicadores directos definen una falla cien por cientos, es decir sin dudas Estos tipos de indicadores se puede observar directamente a la falla. Los indicadores indirectos definen una falla con una cierta cantidad de incertidumbres y dudas.

Desplazamiento: El desplazamiento de una unidad geológica o una otra estructura geológica indica la actividad tectónica. Desplazamientos tectónicos en el terreno marcan siempre una falla. Problemas: Se confunde con la estratificación normal, si las capas tienen una inclinación o se equivoca con accidentes morfológicas.
Estrías: Líneas finas arriba de un plano de falla. Estas líneas indican además la orientación del desplazamiento y posiblemente el sentido. (véase foto) Se encuentra en casi todos los lugares y el reconocimiento es fácil. Problemas: Estrías solo marcan el ultimo movimiento cual posiblemente no coincide con el movimiento general. Para sentir con el dedo el sentido del movimiento cuesta y se puede equivocarse
Diaclasas plumosas de cizalle: Durante un movimiento tectónico se puede abrirse pequeñas fracturas, cuales se rellenan con calcita, yeso o cuarzo. (véase foto) La forma es siempre como un "S" y en dimensiones entre milímetros hasta metros. Problemas: No tan frecuente en la naturaleza.
Arrastres: Cerca de una falla las rocas pueden deformarse plásticamente. Se puede observar un leve monoclinal hacia el plano de la falla. Los dimensiones: entre centímetros y metros. Normalmente fallas grandes muestran este fenómeno. Problemas: Equivocación con estructuras sedimentarias posible como derrumbes por ejemplo.
Brechas de falla (Kataclasita): Por la energía del movimiento algunas veces las rocas en la zona de falla se rompen y se quiebran, para formar una brecha tectónica o brecha de falla. Brechas de fallas normalmente muestran una dureza menor como las rocas no afectadas. Por eso morfológicamente una brecha de falla se ve como depresión. Problemas: Se puede confundir brechas de falla con otros tipos de brechas (brecha volcánica, brecha sedimentaria).
Milonita: La milonita es una roca metamórfica que se formó por las fuerzas tectónicas. Los minerales (cuarzo) se ve elongado hacia la dirección principal del movimiento. Milonitas son generalmente dura y bien resistente contra la meteorización. Problemas: Macroscopicamente es bastante difícil reconocer una milonita, solo con sección transparente se llega a resultados confiables.

Una falla es una superficie de discontinuidad, es decir una fractura en la que se ha producido deslizamiento relativo de una de las partes con respecto a la otra, los elementos de una falla son los siguientes:

Plano de falla: Es la superficie según la cual se ha producido la fractura y se ha realizado el desplazamiento, esta puede tener cualquier orientación en el espacio, el plano de falla se define según su rumbo, manteo y sentido de desplazamiento, aunque se representa como una estructura plana, la superficie puede ser irregular y con inclinación variable y espesor variable, donde las rocas han sido trituradas a consecuencia del roce entre los dos planos de falla.

Las fallas se clasifican de acuerdo con la disposición del plano de falla y el sentido de desplazamiento:

Un terremoto se define como las vibraciones de la tierra causadas por la liberación repentina de energía bajo la superficie, por loo general como resultado del desplazamiento de rocas a lo largo de discontinuidades conocidas como fallas. Depuse de un terremoto, los ajustes a lo largo de una falla suelen producir una serie de sismos conocidos como réplicas. En su mayoría, estas son menos fuertes que el sacudimiento principal, pero pueden causar considerable daño a estructuras ya debilitadas.

La sismología o el estudio de los terremotos empezó a surgir como verdadera ciencia alrededor de 1880 con el desarrollo de los sismógrafos, instrumentos que detectan, registran y miden las diversas vibraciones producidas por un terremoto. El registro hacho por un sismógrafo es un sismo grama. Cuando sobreviene el terremoto, la energía en forma de ondas sísmicas irradia en todas direcciones al exterior, desde el punto de liberación. La mayoría de los terremotos ocurren cuando las rocas en la corteza se rompen a lo largo de una falla debido a la acumulación de presión excesiva, que suele ser causada por movimiento de placas. Una vez iniciada la ruptura, corre a lo largo de una falla a una velocidad de varios kilómetros por segundo, tanto tiempo como persistan las condiciones de la falla. La longitud de la falla por la cual ocurre la ruptura abarca de unos cuantos metros a varios cientos de kilómetros. Cuanto más larga es la ruptura, más tiempo se sacudirá la tierra.

El lugar dentro de la corteza donde se inicia la ruptura y, por ende, donde se libera la energía, se denomina foco o hipocentro. El punto que está en la superficie verticalmente encima del foco es el epicentro, que habitualmente se señala en los informes de noticias sobre terremotos. Los sismólogos admiten tres categorías de terremotos sobre la base de la profundidad de sus focos los terremotos de foco superficial tienen una profundidad focal de menos de 70 km.. a los terremotos con focos a profundidad de entre 70 y 300 km se hace referencia como de foco intermedio y a los de foco más hondo de 300 km. Se les llama foco profundo. Los terremotos no se distribuyen de manera uniforme entre estas tres categorías. Aproximadamente 90ª de todos los focos de terremotos están a profundidades de 100 km. Mientras que solo 3% de todos los focos de terremotos son profundos. Los sismos de foco superficial son, con pocas excepciones, los más destructivos.

Hay una relación interesante entre los focos de los sismos y las márgenes de la placas. Los terremotos que se generan a lo largo de límites de placas divergentes o transformantes son siempre de foco superficial, mientras casi todos los sismos de focos intermedios y profundos ocurren dentro del cinturón circunpacífico, a lo largo de las márgenes convergentes.

Los terremotos es su mayoría se producen en los cinturones sísmicos, que corresponden a lo límites de placas donde se crean esfuerzos al converger las placas y deslizarse una junto a otra. La actividad sísmica distante de las márgenes de placa es mínima, pero en ocasiones distante de las márgenes de placa es mínima, pero en ocasiones puede ser devastadora. La relación entre las márgenes de placa y la distribución de los movimientos telúricos se vuelve patente cuando las ubicaciones de los epicentros de estos se colocan sobre un mapa que muestre los límites de placa de la Tierra.

El mayor número del total de terremotos ocurre en el cinturón circunpacífico, zona de actividad sísmica que casi circuye la cuenca del océano pacífico. La mayoría de estos sismos resulta de la convergencia a lo largo de las márgenes de placa, como en el caso del terremoto de kobe, Japón , en 1995. el segundo mayor cinturón sísmico es el cinturón sísmico es el cinturón mediterráneo – asiático, donde tienen lugar aproximadamente 15% de todos los terremotos. La causa de los terremotos intra placas no se ha entendido del todo, pero los geólogos creen que provienen de esfuerzos localizados localizados, causados por la compresión experimentada por la mayoría de las placas a lo largo de sus márgenes. Una analogía útil podría ser la de mudar completa una casa. No importa cuán cuidadosos sean los mudanceros, mover algo tan grande sin que sus partes internas se muevan ligeramente es imposible. De igual manera, no es probable que las placas se muevan sin algunos esfuerzos internos ocasionalmente causantes de terremotos. Muchos sismos intra placas se asocian con fallas muy antiguas, supuestamente inactivas, que se reactivan a intervalos diversos.

Las ondas sísmicas presentan una serie de características que, si sabemos observarlas, nos informan de lo que han “visto” en el interior de la tierra. Las hondas pueden ser de 3 tipos:

En las ondas longitudinales las partículas se mueven el la misma dirección de propagación de la onda, comprimiendo y expandiendo sucesivamente la roca.. Las ondas transversales en cambio, "sacuden" las partículas en ángulos rectos a la dirección en que viajan. Finalmente, en las ondas superficiales el movimiento de las partículas es algo mas complejo (circular), y a medida que viajan a lo largo del suelo, hacen que se mueva éste y todo lo que está sobre él, de manera parecida a como el oleaje oceánico empuja un barco.

La conmoción y destrucción resultantes de los terremotos son causados por dos tipos diferentes de ondas sísmicas las ondas de cuerpo, que viajan a través de la tierra y son parecidas a las ondas de sonidos, y las ondas superficiales, las cuales viajan sólo por la superficie de la tierra y son análogas a las olas oceánicas.
Un terremoto genera dos tipos de ondas de cuerpo: las ondas p y las ondas s. Las ondas p, u ondas primarias, son las ondas sísmicas más rápidas y pueden viajar a través de sólidos , líquidos y gases. Las ondas p son de compresión o tira-empuja, y son similares a las ondas sonoras en el sentido de que mueven el material adelante y atrás a lo largo de una línea en la misma dirección en la cual ellas se están moviendo.

Las ondas s, u ondas secundarias, son más lentas que las ondas p y solo pueden viajar a través de sólidos. Las ondas s son ondas de tijera porque mueven el material en dirección perpendicular a la dirección del viaje, produciendo con ello esfuerzos de tijera en el material que atraviesan.

Las diversas ondas viajan a diferentes velocidades y por ello , llegan al sismógrafo a horas diferentes.
Las primeras ondas en llegar son las ondas P, Las cuales viajan casi al doble de la velocidad de las ondas S,, que las siguen. Tanto las ondas p como las ondas s, viajan directamente del foco al sismógrafo a través del interior de la tierra. Las ondas superficiales son las últimas en llegar porque son las más lentas y también porque recorren la ruta más larga por la superficie. Las velocidades de las ondas P y S son determinadas por la densidad y elasticidad de los materiales a través de los cuales viajan.

Los geólogos miden la fuerza de un terremoto en dos formas diferentes. La primera, su intensidad, es una evaluación cualitativa de las clases de daños causados por el sismo. La segunda , magnitud, es una medición cuantitativa de la cantidad de energía liberada. Cada método proporciona a los geólogos datos importantes sobre los sismos y sus efectos. Esta información puede usarse para adoptar medidas o para futuros movimientos telúricos. La intensidad es una medida subjetiva de la clase de daño causado por un terremoto, así como por la reacción de la gente al mismo. Si los terremotos se van a comparar cuantitativamente, deberá usarse una escala que mida la cantidad de energía liberada y sea independiente de la intensidad. Tal escala fue ideada en 1935 por charles F.Richter , un sismólogo del instituto de tecnología de California.

Entre los efectos destructivos de los terremotos hay consecuencias como el sacudimiento del suelo, los incendios, las olas marinas sísmicas y los derrumbes, así como la interrupción de servicios vitales, el pánico y el choque psicológico. La cantidad de daño en propiedades, muertos y heridos depende de la hora del día en que ocurre el terremoto, su magnitud , distancia del epicentro. Geología del área, tipo de construcción de las diversas estructuras, densidad de población y duración del sacudimiento. En términos generales, los terremotos que ocurren durante horas de trabajo y escuela en áreas urbanas densamente pobladas son los más destructivos, así como los que causan las mayores cantidades de heridos y de pérdida de vidas. Los tsunamis son olas marinas sísmicas causadas usualmente por los terremotos, pero que pueden ser generadas también por derrumbes o erupciones volcánicas en el fondo del mar. Aunque no son causados por las mareas ni tienen relación con ellas. En lugar de esto, la mayoría de los tsunamis resultan del súbito movimiento del suelo marino, el cual produce ondas dentro del agua que viajan a l exterior, de modo semejante a las olas formadas cuando se arroja una piedra en un estanque.

Una forma de reducir los daños a la propiedad, heridos y pérdida de vidas es el diseño y construcción de estructuras lo más resistentes posibles a los terremotos. Pueden hacerse muchas cosas para mejorar la seguridad de las estructuras actuales y de los nuevos edificios. Para diseñar estructuras resistentes a los sismos, los ingenieros tienen que entender la dinámica y mecánica de estos movimientos de la tierra, incluidos el tipo y duración del movimiento del suelo y la rapidez con que se acelera este movimiento. El conocimiento de la geología del área es importante también porque ciertos materiales, como los sedimentos saturados de agua o el relleno de tierra pueden aflojar la resistencia y cohesión de ésta durante un terremoto.

Una predicción exitosa tiene que incluir un marco de tiempo para el acontecimiento del sismo, su localización y su fuerza. A pesar de la cantidad de información que los geólogos han reunido acerca de la causa de los terremotos, las predicciones exitosas son todavía muy raras. No obstante, si pudieran hacerse predicciones confiables, reducirán considerablemente el número de muertos y heridos.

Si la predicción de terremotos queda todavía para el futuro puede hacerse algo para controlar los terremotos por las ingentes fuerzas relacionadas con ello, ciertamente no se van a poder evitar los terremotos. Sin embargo, puede haber maneras de disipar la energía destructiva de los grandes sismos liberándola en pequeñas cantidades que no causen daños graves.

Sismología

Sismología, ciencia que estudia los terremotos. Implica la observación de las vibraciones naturales del terreno y de las señales sísmicas generadas de forma artificial, con muchas ramificaciones teóricas y prácticas. Como rama de la geofísica, la sismología ha aportado contribuciones esenciales a la comprensión de la tectónica de placas, la estructura del interior de la Tierra, la predicción de terremotos y es una técnica valiosa en la búsqueda de minerales. La sismología es el estudio de las vibraciones producidas por terremotos o por grandes explosiones. El origen mas frecuente de vibraciones son los terremotos. Como sabemos los terremotos se producen cuando masas de roca se mueven lentamente. La presión que se libera repentinamente de forma explosiva, y parte de la energía acumulada en las rocas deformadas se transforma en las vibraciones resultantes.

Para comprender mejor los orígenes de los sismos, es necesario conocer la estructura interna del planeta la cual está establecida por tres grandes capas que son:

El centro del planeta está constituido por el núcleo que se divide en núcleo interno compuesto de metales pesados en estado sólido y muy denso, el núcleo externo compuesto por metales pesados en estado fundido y a altas temperaturas. La capa intermedia, denominada manto, es sólida de gran espesor y se caracteriza por presentar en su parte superior una zona en estado viscoso capaz de deformarse y fluir plásticamente.
Finalmente, existe una pequeña capa denominada corteza que es rígida y tiene un espesor muy pequeño en comparación con las otras capas (promedio de 35 km). Esta corteza aunque es rígida, se deforma, se pliega y fractura por fuerzas que son transmitidas desde el manto superior ayudando a conformar los rasgos de la superficie terrestre actual.

Uno de los resultados más importantes de la "dinámica interna" de nuestro planeta, ha sido el hecho de que la corteza se muestra dividida en una serie de "placas tectónicas", parecido a un rompecabezas. Estas placas se mueven unas respecto a otras, generándose en sus bordes la concentración de una gran cantidad de energía. Esta concentración de fuerzas puede llegar a ser los suficientemente grande como para que se dé una liberación brusca de energía, originándose un sismo, el cual dependiendo de su posición y sus características puede ser de interplaca (falla de interplaca) o intraplaca (falla local). Los eventos sísmicos se han convertido en los últimos años en uno de los fenómenos naturales más frecuentes en nuestro medio. Caracterizados por la rapidez con que se generan, el ruido que generalmente lo acompaña, los efectos sobre el terreno, etc. Es por esto que han sido calificados por la población como uno de los fenómenos naturales más terribles, debido principalmente a que ocurren en una forma repentina e inesperada y por su capacidad de destrucción.

Sismo o Terremoto, temblores producidos en la corteza terrestre como consecuencia de la liberación repentina de energía en el interior de la Tierra. Esta energía se transmite a la superficie en forma de ondas sísmicas que se propagan en todas las direcciones. El punto en que se origina el terremoto se llama foco o hipocentro; este punto se puede situar a un máximo de unos 700 km hacia el interior terrestre. El epicentro es el punto de la superficie terrestre más próximo al foco del terremoto. Un terremoto es el movimiento brusco de la Tierra (con mayúsculas, ya que nos referimos al planeta), causado por la brusca liberación de energía acumulada durante un largo tiempo.

En general se asocia el término terremoto con los movimientos sísmicos de dimensión considerable, aunque rigurosamente su etimología significa "movimiento de la Tierra". Las vibraciones pueden oscilar desde las que apenas son apreciables hasta las que alcanzan carácter catastrófico. En el proceso se generan 4 tipos de ondas de choque. Dos se clasifican como ondas internas —viajan por el interior de la Tierra— y las otras dos son ondas superficiales. Las ondas se diferencian además por las formas de movimiento que imprimen a la roca. Las ondas internas se subdividen en primarias y secundarias: las ondas primarias o de compresión (ondas P) hacen oscilar a las partículas desde atrás hacia adelante en la misma dirección en la que se propagan, mientras que las ondas secundarias o de cizalla (ondas S) producen vibraciones perpendiculares a su propagación. Las ondas P siempre viajan a velocidades mayores que las de las ondas S; así, cuando se produce un sismo, son las primeras que llegan y que se registran en las estaciones de investigación geofísica distribuidas por el mundo.

Quienes viven en zonas de terremotos se han preguntado desde la antigüedad sobre la naturaleza de este fenómeno. Algunos filósofos de la Grecia antigua los atribuían a vientos subterráneos, mientras que otros suponían que eran fuegos en las profundidades de la Tierra. Hacia el año 130 d.C. el erudito chino Chang Heng, pensando que las ondas debían de propagarse por tierra desde el origen, dispuso una vasija de bronce para registrar el paso de estas ondas de forma que ocho bolas se balanceaban con delicadeza en las bocas de ocho dragones situados en la circunferencia de la vasija; una onda sísmica provocaría la caída de una o más de ellas. De esta y otras formas se han observado ondas sísmicas durante siglos, pero no se propusieron teorías más científicas sobre las causas de los terremotos hasta la edad moderna. Una de ellas fue formulada por el ingeniero irlandés Robert Mallet en 1859. Quizá inspirándose en sus conocimientos sobre la fuerza y el comportamiento de los materiales de construcción, Mallet propuso que los sismos se producían “bien por la flexión y contención de los materiales elásticos que forman parte de la corteza terrestre, bien por su colapso y fractura”.

Más tarde, en la década de 1870, el geólogo inglés John Milne ideó el predecesor de los actuales dispositivos de registro de terremotos, o sismógrafos (del griego, seismos, ‘agitación’). Era un péndulo con una aguja suspendido sobre una plancha de cristal ahumado; fue el primer instrumento utilizado en sismología que permitía discernir entre las ondas primarias y secundarias. El sismógrafo moderno fue inventado a principios del siglo XX por el sismólogo ruso Borís Golitzyn. Su dispositivo, dotado de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán, inició la era moderna de la investigación sísmica.

En la actualidad se reconocen tres clases generales de terremotos: tectónicos, volcánicos y artificiales. Los sismos de la primera de ellas son, con diferencia, los más devastadores además de que plantean dificultades especiales a los científicos que intentan predecirlos. Los causantes últimos de los terremotos de la tectónica de placas son las tensiones creadas por los movimientos de las alrededor de doce placas, mayores y menores, que forman la corteza terrestre. La mayoría de los sismos tectónicos se producen en los límites entre dichas placas, en zonas donde alguna de ellas se desliza en paralelo a otra, como ocurre en la falla de San Andrés en California y México, o es subducida (se desliza bajo otra). Los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos destructivos y liberan el 75% de la energía sísmica. Están concentrados en el llamado Anillo de Fuego, una banda estrecha de unos 38.600 km de longitud que coincide con las orillas del océano Pacífico. En estos sismos los puntos donde se rompe la corteza terrestre suelen estar a gran profundidad, hasta 645 km bajo tierra. En Alaska, el desastroso terremoto del Viernes Santo de 1964 es un ejemplo de este caso.

Los terremotos tectónicos localizados fuera del Anillo de Fuego se producen en diversos medios. Las dorsales oceánicas (centros de expansión del fondo marino) son el escenario de muchos de los de intensidad moderada que tienen lugar a profundidades relativamente pequeñas. Casi nadie siente estos sismos que representan sólo un 5% de la energía sísmica terrestre, pero se registran todos los días en la red mundial de estaciones sismológicas. Otro escenario de sismos tectónicos es una zona que se extiende desde el Mediterráneo y el mar Caspio, a través del Himalaya, terminando en la bahía de Bengala. En esta región, donde se libera el 15% de la energía sísmica, las masas continentales de las placas euroasiática, africana y australiana se juntan formando cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los terremotos resultantes, producidos a profundidades entre pequeñas e intermedias, han devastado con frecuencia regiones de Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia, Turquía, Ex-República Yugoslava de Macedonia y otras zonas de la península de los Balcanes, Irán y la India. Otra categoría de sismos tectónicos incluye a los infrecuentes pero grandes terremotos destructivos producidos en zonas alejadas de cualquier otra forma de actividad tectónica. Los principales ejemplos de estos casos son los tres temblores masivos que sacudieron la región de Missouri, en 1811 y 1812; tuvieron potencia suficiente para ser sentidos a 1.600 km de distancia y produjeron desplazamientos que desviaron el río Mississippi. Los geólogos creen que estos temblores fueron síntoma de las fuerzas que desgarran la corteza terrestre, como las que crearon el Rift Valley en África.

De las dos clases de terremotos no tectónicos, los de origen volcánico rara vez son muy grandes o destructivos. Su interés principal radica en que suelen anunciar erupciones volcánicas. Estos sismos se originan cuando el magma asciende rellenando las cámaras inferiores de un volcán. Mientras que las laderas y la cima se dilatan y se inclinan, la ruptura de las rocas en tensión puede detectarse gracias a una multitud de pequeños temblores. En la isla de Hawai, los sismógrafos pueden registrar hasta mil pequeños sismos diarios antes de una erupción. Los seres humanos pueden inducir la aparición de terremotos cuando realizan determinadas actividades, por ejemplo en el rellenado de nuevos embalses (presas), en la detonación subterránea de explosivos atómicos o en el bombeo de líquidos de las profundidades terrestres. Incluso se pueden producir temblores esporádicos debidos al colapso subterráneo de minas antiguas.

Sismos de interplaca: Se generan en las zonas de contacto de las placas tectónicas. Se caracterizan por tener una alta magnitud (*7), un foco profundo (*20 km), gran liberación de energía y por lo general alejados de los centros de población.

Sismos de intraplaca: Su origen se da dentro de las placas tectónicas, en las denominadas fallas locales. Se caracterizan por tener magnitudes pequeñas o moderadas

Sismos Volcánicos: Se producen como consecuencia de la actividad propia de los volcanes y por lo general son de pequeña o baja magnitud y se limitan al aparato volcánico.

Sismos provocados por el hombre: Son originados por explosiones o bien por colapso de galerías en grandes explotaciones mineras.

Por los movimientos que ocurren entre las superficies de contacto de las placas mencionadas, se acumula una gran cantidad de energía que al liberarse se convierte en ondas que se propagan desde el lugar de origen en la falla denominada FOCO o HIPOCENTRO hasta los diferentes puntos de la superficie terrestre, causando un temblor o sacudida sísmica. El sitio de la superficie de la tierra más cercano al foco sísmico se denomina EPICENTRO, siendo la distancia entre estos dos la profundidad del sismo. El poder destructivo de un terremoto depende de varios factores, entre los cuales destacamos los principales:

• Magnitud y profundidad.
• La velocidad, aceleración, período y duración del movimiento.
• Las características de las rocas por donde viajan las ondas sísmicas y el tipo de suelos locales en el sitio donde se siente el sismo.
• El tamaño, la forma, los materiales y en general la calidad de construcción de las edificaciones y la infraestructura: carreteras, puentes, acueductos, presas, ferrocarriles, etc.
• Con el objetivo de "medir" el tamaño y los efectos de un sismo se han creado dos tipos de parámetros cuantificables: la magnitud y la intensidad.

Es la medida de la cantidad de energía liberada en el foco, la cual es calculada conociendo el efecto de las ondas sísmicas sobre un sismógrafo situado a una distancia determinada del epicentro. La magnitud es un factor que no varía con la distancia del epicentro. La escala de magnitudes más conocida en nuestro país es la RICHTER, la cual en teoría no cuenta con un límite superior. Esta escala RICHTER es logarítmica y por lo tanto pasar de un grado a otro puede significar un cambio de energía liberada entre diez y treinta veces.

Es la medida de la fuerza del movimiento del terreno, del grado en que fue sentido en un determinado lugar y de los efectos y daños causados. Esta escala en algunas ocasiones depende de factores que son dependientes del evento sísmico o de las características del terreno, tales como la calidad de las construcciones o del grado de objetividad de las personas del lugar donde se haga la medición. La intensidad disminuye en función o la distancia de la fuente sísmica, la escala más utilizada es la denominada ESCALA MODIFICADA DE MERCALI (MM). Esta escala, ordenada de menor a mayor grado de destructibilidad, va desde I (sólo detectable por instrumentos muy sensibles como los sismógrafos) hasta XII (catástrofe, destrucción total).

Los terremotos producen distintas consecuencias que afectan a los habitantes de las regiones sísmicas activas. Pueden causar muchas pérdidas de vidas al demoler estructuras como edificios, puentes y presas. También provocan deslizamientos de tierras. Otro efecto destructivo de los terremotos, en especial los submarinos, son las llamadas olas de marea. Puesto que estas ondas no están relacionadas con las mareas es más apropiado llamarles olas sísmicas o tsunamis, su nombre japonés. Estas paredes elevadas de agua han golpeado las costas pobladas con tanta fuerza como para destruir ciudades enteras. En 1896, Sunriku, en Japón, con una población de 20.000 personas, sufrió este destino devastador. La licuación del suelo es otro peligro sísmico, en especial donde hay edificios construidos sobre terreno que ha sido rellenado. La tierra usada como relleno puede perder toda su consistencia y comportarse como arenas movedizas cuando se somete a las ondas de choque de un sismo; las construcciones que reposan sobre este material quedan engullidas bajo tierra, como ocurrió en 1906 en el terremoto de San Francisco.

Las escalas de Mercalli y Richter se utilizan para evaluar y comparar la intensidad de los terremotos. La escala de Richter mide la energía de un temblor en su centro, o foco, y la intensidad crece de forma exponencial de un número al siguiente. La escala de Mercalli es más subjetiva, puesto que la intensidad aparente de un terremoto depende de la distancia entre el centro y el observador. Varía desde I hasta XII, y describe y evalúa los terremotos más en función de las reacciones humanas y en observaciones que la escala de Richter, basada más en las matemáticas.

Los sismólogos han diseñado dos escalas de medida para poder describir de forma cuantitativa los terremotos. Una es la escala de Richter —nombre del sismólogo estadounidense Charles Francis Richter— que mide la energía liberada en el foco de un sismo. Es una escala logarítmica con valores medibles entre 1 y 10; un temblor de magnitud 7 es diez veces más fuerte que uno de magnitud 6, cien veces más que otro de magnitud 5, mil veces más que uno de magnitud 4 y de este modo en casos análogos. Se estima que al año se producen en el mundo unos 800 terremotos con magnitudes entre 5 y 6, unos 50.000 con magnitudes entre 3 y 4, y sólo 1 con magnitud entre 8 y 9. En teoría, la escala de Richter no tiene cota máxima, pero hasta 1979 se creía que el sismo más poderoso posible tendría magnitud 8,5. Sin embargo, desde entonces, los progresos en las técnicas de medidas sísmicas han permitido a los sismólogos redefinir la escala; hoy se considera 9,5 el límite prácticoLa otra escala, introducida al comienzo del siglo XX por el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli, mide la intensidad de un temblor con gradaciones entre I y XII. Puesto que los efectos sísmicos de superficie disminuyen con la distancia desde el foco, la medida Mercalli depende de la posición del sismógrafo. Una intensidad I se define como la de un suceso percibido por pocos, mientras que se asigna una intensidad XII a los eventos catastróficos que provocan destrucción total. Los temblores con intensidades entre II y III son casi equivalentes a los de magnitud entre 3 y 4 en la escala de Richter, mientras que los niveles XI y XII en la escala de Mercalli se pueden asociar a las magnitudes 8 y 9 en la escala de Richter.

Registro de un terremoto Un sismógrafo produjo este registro de un terremoto californiano que medía 5,5 en la escala de Richter. El dedo señala un barrido fuerte en el sismograma creado por la punta del sismógrafo, diseñado para responder a vibraciones verticales u horizontales —pero no ambas al tiempo. El instrumento no puede registrar ambos tipos de ondas porque su orientación es diferente y requiere sistemas de balanceo separados.

Cabe mencionar que muchos de los daños causados por un terremoto, se deben no solo a la violencia de la sacudida, sino que también en muchas ocasiones otros fenómenos igualmente destructivos pueden acompañar al evento. Los efectos más comunes provocados por los eventos sísmicos en el país son los siguientes:

Destrucción de viviendas: La destrucción de viviendas puede considerarse como el efecto de mayor impacto y con un alto costo social para la población.

Destrucción de Infraestructura: (carreteras, líneas vitales y puentes). Además de los inconvenientes que generan durante la atención de los desastres, la destrucción de las vías de comunicación terrestre, causan un impacto importante en la economía al impedir el transporte eficiente de productos así como el intercambio de bienes y servicios con la región afectada.

Daños diversos al suelo: Por las características de algunos de nuestros suelos, esta clase de fenómenos se presentan con mucha frecuencia, causando problemas importantes a nivel de infraestructura, líneas vitales y a la actividad agrícola. Los daños más importantes han sido fracturas, asentamientos, licuefacción (el terreno se comporta como arenas movedizas o bien presenta eyección de lodo de manera súbita). Por ejemplo, los volcanes de arena que se formaron por causa del terremoto de Limón en 1991.

Deslizamientos o derrumbes: Permanentemente sus efectos causan graves daños a la ecología, viviendas, edificios, carreteras, puentes, líneas de transmisión eléctrica, acueductos, etc.

Tsunamis o maremotos: Aunque estos fenómenos son casi nulos en nuestras costas, la mayoría se originan por eventos sísmicos de gran magnitud con epicentro en el fondo del mar.

Los terremotos, especialmente los que se inician debajo del mar, pueden originar olas gigantescas denominadas tsunamis. Estas olas de origen sísmico pueden ocasionar numerosas pérdidas materiales y de vidas humanas.

Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, la antigua Unión Soviética y Estados Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En 1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a notarse cinco años antes. Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales. También hay un nuevo método en estudio basado en la medida del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones no sean siempre acertadas. Terremoto de Alaska El terremoto de Alaska de 1964 fue de 9,2 en la escala de Richter, siendo uno de los más fuertes que se han producido en Norteamérica. Provocó la muerte de 131 personas y devastó parte de Anchorage y Valdez.

Los registros históricos de terremotos anteriores a mediados del siglo XVIII son casi inexistentes o poco fidedignos. Entre los sismos antiguos para los que existen registros fiables está el que se produjo en Grecia en el 425 a.C., que convirtió a Eubea en una isla; el que destruyó la ciudad de Éfeso en Asia Menor en el 17 d.C.; el que arrasó Pompeya en el 63 d.C., y los que destruyeron parte de Roma en el 476 y Constantinopla (ahora Estambul) en el 557 y en el 936. En la edad media se produjeron fuertes terremotos en Inglaterra en 1318, en Nápoles en 1456 y en Lisboa en 1531.

Terremoto de San Francisco de 1906: El terremoto de San Francisco (EEUU) en 1906 provocó la muerte de más de 3.000 personas y afectó a unos 28.000 edificios. Con una intensidad aproximada de 7,9 en la escala Richter, el terremoto todavía se encuentra entre uno de los mayores de la historia del mundo. Tras este seísmo, los residentes trabajaron unidos para reconstruir la ciudad.Library of Congress

El sismo de 1556 que mató a 800.000 personas en Shaanxi (Shensi), provincia de China, fue uno de los mayores desastres naturales de la historia. En 1693 un terremoto en Sicilia se llevó unas 60.000 vidas; al principio del siglo XVIII, la ciudad japonesa de Edo (en el emplazamiento del Tokio moderno) fue destruida y murieron unas 200.000 personas. En 1755 Lisboa fue devastada por un terremoto y alrededor de 60.000 personas murieron —este desastre aparece en Cándido, novela del escritor francés Voltaire—. La sacudida fue tan fuerte que se sintió hasta en las regiones interiores de Inglaterra. El terremoto que asoló la ciudad de México en 1985 provocó la muerte de miles de personas, además de causar cuantiosos daños materiales. La geografía no hizo sino aumentar el grado de destrucción, ya que la capital mexicana se asienta sobre un terreno colmatado por sedimentos esponjosos que cubren un antiguo lago. Cuando se produjo el movimiento sísmico, el limo comprimido en el lecho del lago vibró como un resorte gigante bajo la ciudad azteca, sobredimensionando el temblor.

Quito, la capital de Ecuador, sufrió un terremoto en 1797 en el que murieron más de 40.000 personas. Uno de los terremotos más famosos fue el del área de San Francisco de 1906 que causó extensos daños y se cobró aproximadamente 700 vidas. En Latinoamérica, el mes de agosto de ese mismo año en Valparaíso, Chile, un sismo acabó con la vida de unas 20.000 personas; en enero de 1939 en la ciudad de Chillán, también en Chile, murieron 28.000 personas. En 1970, en el norte de Perú murieron 66.794 personas. El sismo de Managua, Nicaragua, el 23 de diciembre de 1972 destruyó por completo la ciudad y murieron más de 5.000 personas. El 19 de septiembre de 1985, un terremoto en la ciudad de México provocó la muerte de miles de personas. En 1988 un fuerte terremoto sacudió el norte de Armenia ocasionando la muerte de unas 25.000 personas. El sismo de magnitud 7,2 en la escala de Richter ocurrido el 17 de enero de 1995 en el área de Hanshin-Awaji en Japón, tuvo un efecto destructivo sobre la ciudad de Kōbe donde unos 100.000 edificios fueron destruidos y perecieron más de 6.000 personas. El noreste de Turquía fue sacudido en 1999 por un terremoto, de magnitud 7,4 en la escala de Richter, que provocó la muerte de decenas de miles de personas. El 26 de enero de 2001 un terremoto (de 7,9 grados en la escala de Richter) asoló el estado de Gujarāt en la India.

La deformación de los materiales rocosos produce distintos tipos de ondas sísmicas. Un deslizamiento súbito a lo largo de una falla, por ejemplo, produce ondas primarias, longitudinales o de compresión (ondas P) y secundarias, denominadas transversales o de cizalla (ondas S). Los trenes de ondas P, de compresión, establecidos por un empuje (o tiro) en la dirección de propagación de la onda, causan sacudidas de atrás hacia adelante en las formaciones de superficie. La velocidad de propagación de las ondas P depende de la densidad de las rocas. En la propagación de las ondas de cizalla, las partículas se mueven en dirección perpendicular a la dirección de propagación. Las ondas P y las ondas S se transmiten por el interior de la Tierra; las ondas P viajan a velocidades mayores que las ondas S.

Los terremotos se producen cuando se libera de forma súbita la presión o tensión almacenada entre secciones de roca de la corteza, causando temblores sobre la superficie terrestre. El lugar en el que las capas de roca se desplazan y disponen unas en relación a otras se llama foco, centro efectivo del terremoto. Justo encima del foco, un segundo lugar llamado epicentro señala el punto superficial donde la sacudida es más intensa. Las ondas de choque se propagan como ondulaciones desde el foco hasta el epicentro decreciendo en intensidad. Los tipos principales de ondas sísmicas son las ondas primarias (ondas P) y las de cizalla (ondas S). Las ondas P desplazan las partículas en la misma dirección que la onda (izquierda). Son las detectadas primero porque son más rápidas que las S (derecha), que provocan vibraciones perpendiculares a la dirección de propagación

Cuando las ondas P y S encuentran un límite, como la discontinuidad de Mohorodovicic (Moho), que yace entre la corteza y el manto de la Tierra, se reflejan, refractan y transmiten en parte y se dividen en algunos otros tipos de ondas que atraviesan la Tierra. Las rocas graníticas corticales muestran velocidades típicas de onda P de 6 km/s, mientras que las rocas subyacentes máficas y ultramáficas (rocas oscuras con contenidos crecientes de magnesio y hierro) presentan velocidades de 7 y 8 km/s respectivamente.

Además de las ondas P y S —ondas internas o de volumen—, hay dos tipos de ondas superficiales: las ondas de Love, llamadas así por el geofísico británico Augustus E. H. Love, y las ondas de Rayleigh, que reciben este nombre en honor al físico británico. Las ondas superficiales sólo se propagan por la superficie terrestre y son las causantes de los mayores destrozos. Las ondas superficiales son más lentas que las ondas internas.
Cuando ocurre un gran deslizamiento de corteza al interior de la tierra (terremoto), o una explosión nuclear en profundidad se generan intensas vibraciones llamadas ondas sismicas.

Las ondas sismicas que viajan por la roca estan compuestas de tres tipos de onda las P las S y las superficiales. Las ondas P son mas rapidas que las S, y esta característica es la que ha permitido el estudio del interior de la tierra. Las ondas P que viajan por una roca son similares a las ondas de sonido en el aire, estas viajan aproximadamente a 5 Km/seg en la roca, son ondas compresionales, es decir el material que atraviesan sólido, liquido o gaseoso sufre sucesiones de compresiones y extensiones, que son contracciones y relajamientos "Push-Pull" (empujar y tirar) ya que las partículas del material son empujadas y estiradas en dirección de viaje de la onda.

Las ondas S (Shear waves) se mueven en dirección perpendicular a la dirección de viaje de la onda. La onda S no existe en líquidos y gases.

Las ondas superficiales viajan solo por la superficie de la corteza o por la superficie de alguna capa del interior de la tierra. Cuando registramos los tiempos de llegada de la onda P y S, podemos inferir la velocidad a la que viajo la onda haciendo una aproximación de la distancia que recorrió

Las ondas sísmicas longitudinales, transversales y superficiales provocan vibraciones allí donde alcanzan la superficie terrestre. Los instrumentos sísmicos están diseñados para detectar estos movimientos con métodos electromagnéticos u ópticos. Los instrumentos principales, llamados sismógrafos, se han perfeccionado tras el desarrollo por el alemán Emil Wiechert de un sismógrafo horizontal, a finales del siglo XIX. Algunos instrumentos, como el sismómetro electromagnético de péndulo, emplean registros electromagnéticos, esto es, la tensión inducida pasa por un amplificador eléctrico a un galvanómetro. Los registradores fotográficos barren a gran velocidad una película dejando marcas del movimiento en función del tiempo. Los ondas de refracción y de reflexión suelen grabarse en soporte magnético que permiten su uso en los análisis por ordenador. Los sismógrafos de tensión emplean medidas electrónicas del cambio de la distancia entre dos columnas de hormigón separadas por unos 30 m. Pueden detectar respuestas de compresión y extensión en el suelo durante las vibraciones sísmicas. El sismógrafo lineal de tensión de Benioff detecta tensiones relacionadas con los procesos tectónicos asociados a la propagación de las ondas sísmicas y a los movimientos periódicos, o de marea, de la Tierra sólida. Invenciones aún más recientes incluyen los sismógrafos de rotación, los inclinómetros, los sismógrafos de banda ancha y periodo largo y los sismógrafos del fondo oceánico. Hay sismógrafos de características similares desplegados en estaciones de todo el mundo para registrar señales de terremotos y de explosiones nucleares subterráneas. La Red Sismográfica Estándar Mundial engloba unas 125 estaciones.

La investigación sismológica básica se concentra en la mejor comprensión del origen y propagación de los terremotos y de la estructura interna de la Tierra. Según la teoría elástica del rebote, la tensión acumulada durante muchos años se libera de manera brusca en forma de vibraciones sísmicas intensas por movimientos de las fallas. Los temblores fuertes pueden, en segundos, reducir a escombros las estructuras de los edificios; por esto los geólogos e ingenieros consideran diversos factores relacionados con los sismos en el diseño de las construcciones, porque los diques, las plantas de energía nuclear, los depósitos de almacenamiento de basuras, las carreteras, los silos de misiles, los edificios y otras estructuras construidas en regiones sismogénicas, deben ser capaces de soportar movimientos del terreno con máximos estipulados.

Camión Vibroseis Para determinar la estructura de las capas subterráneas de roca, este camión golpea el suelo con una plataforma situada entre sus ruedas. Los golpes crean vibraciones sísmicas, u ondas de cizalla, con una frecuencia dada. Una red de sismómetros llamados geófonos registra el instante de llegada de las ondas.David Parker/Science Source/Photo Researchers, Inc.

El perfilado sísmico de reflexión, desarrollado en la década de 1940 para la exploración petrolera, ha sido utilizado en los últimos años en investigación geológica básica. En la actualidad hay programas destinados a descifrar la estructura de la corteza continental oculta que han usado esta técnica para sondear rocas a decenas de kilómetros de profundidad; con ellos se resuelven muchos de los enigmas sobre el origen y la historia de determinados puntos de la corteza terrestre. Entre los grandes descubrimientos obtenidos destaca una falla casi horizontal con más de 200 km de desplazamiento. Esta estructura, situada en el sur de los Apalaches de Georgia y de Carolina del Sur, representa la superficie a lo largo de la cual una capa de roca cristalina se introdujo en rocas sedimentarias como resultado de la colisión gradual entre América del Norte y África durante el pérmico. Investigaciones llevadas a cabo en el mar del Norte, al norte de Escocia, han trazado estructuras aún más profundas, algunas de las cuales se extienden bajo la corteza, dentro del manto terrestre, a casi 110 km de profundidad.

Los métodos sísmicos de prospección utilizan explosivos para generar ondas sísmicas artificiales en puntos determinados; en otros lugares, usando geófonos y otros instrumentos, se determina el momento de llegada de la energía refractada o reflejada por las discontinuidades en las formaciones rocosas. Estas técnicas producen perfiles sísmicos de refracción o de reflexión, según el tipo de fenómeno registrado. En las prospecciones sísmicas de petróleo, las técnicas avanzadas de generación de señal se combinan con sistemas sofisticados de registro digital y de cinta magnética para un mejor análisis de los datos. Algunos de los métodos más avanzados de investigación sísmica se usan en la búsqueda de petróleo.

28 de octubre de 1562	16,0	52,5	Chile	Terremoto
9 de julio de 1586	24,0	78,7	Perú	Terremoto
24 de noviembre de 1604	16,0	52,5	Perú	Terremoto
20 de octubre de 1687	8,0	26,2	Perú	Terremoto
8 de julio de 1730	16,0	52,5	Chile	Terremoto
28 de octubre de 1746	24,0	78,7	Lima, Perú	Terremoto
20 de febrero de 1835	15,0	49,2	Chile	Terremoto
23 de diciembre de 1854	28,0	91,9	Tokaido, Japón	Terremoto
3 de abril de 1868	20,0	65,6	Hawai	Terremoto
13 de agosto de 1868	18,0	59,1	Chile	Terremoto
2 de marzo de 1871	25,0	82,0	Célebes	Terremoto, actividad volcánica y corrimientos de tierra
10 de mayo de 1877	21,0	68,9	Chile	Terremoto
27 de agosto 1883	9,0	29,5	Mar de Java	Actividad volcánica y corrimientos de tierra
6 de octubre de 1883	10,5	34,4	Alaska	Actividad volcánica y corrimientos de tierra
15 de junio de 1896	38,0	124,7	Sanriku, Japón	Terremoto
10 de septiembre de 1899	60,0	196,9	Golfo de Alaska	Terremoto y corrimientos de tierra
30 de septiembre de 1899	12,0	39,4	Mar de Banda	Terremoto y corrimientos de tierra
26 de junio de 1917	11,0	36,1	Samoa	Terremoto
2 de marzo de 1933	29,3	96,1	Sanriku, Japón	Terremoto
1 de abril de 1946	35,0	114,8	Islas Aleutianas	Terremoto
22 de mayo de 1960	25,0	82,0	Chile	Terremoto
28 de marzo de 1964	70,0	229,7	Golfo de Alaska	Terremoto
16 de octubre de 1979	3,0	9,8	Niza, Francia	Corrimientos de tierra
1 de septiembre de 1992	11,0	36,1	Nicaragua	Terremoto
1 de julio de 1993	5,0	16,4	Japón	Terremoto
3 de junio de 1994	60,0	196,9	Java Oriental, Indonesia	Terremoto

Falla normal: Es aquella en la que el manteo del plano de falla esta inclinado hacia el bloque hundido. Un caso particular son las fallas verticales.
Falla inversa: Es aquella en la que el manteo del plano de falla esta inclinado hacia el bloque levantado.
Falla de rumbo: Es la que se presenta solo desplazamiento en sentido horizontal.