Las placas de la corteza terrestre

La superfície terrestre, la litosfera, está dividida en placas que se mueven a razón de unos 2 a 20 cm por año, impulsadas por corrientes de convección que tienen lugar bajo ella, en la astenosfera.

Hay siete grandes placas principales además de otras secundarias de menor tamaño. Algunas de las placas son exclusivamente oceánicas, como la de Nazca, en el fondo del océano Pacífico. Otras, la mayoría, incluyen corteza continental que sobresale del nivel del mar formando un continente.

Placas de la litosfera

La parte sólida más externa del planeta es una capa de unos 100 km de espesor denominada litosfera que está formada por la corteza más la parte superior del manto. En las zonas oceánicas la corteza es más delgada, de 0 a 12 km y formada por rocas de tipo basáltico.

La corteza que forma los continentes es más gruesa, hasta de 40 o 50 km y compuesta por rocas cristalinas, similares al granito. La corteza continental es la capa más fría y más rígida de la Tierra, por lo que se deforma con dificultad.

La astenosfera, situada inmediatamente por debajo de la litosfera está formada por materiales en estado semifluido que se desplazan lentamente. Las diferencias de temperatura ente un interior cálido y una zona externa más fría producen corrientes de convección que mueven las placas.

Estas placas se forman en las dorsales oceánicas y se hunden en las zonas de subducción. En estos dos bordes, y en las zonas de roce entre placas (fallas), se producen grandes tensiones y salida de magma que originan terremotos y volcanes.

Los continentes, al estar incrustados en placas móviles, no tienen una posición y forma fijas, sino que se están desplazando sobre la placa a la que pertenecen.

La parte oceánica puede introducirse por debajo de otra placa hasta desaparecer en el manto. Pero la porción continental de una placa no puede, porque es demasiado rígida y gruesa. Cuando dos continentes, arrastrados por sus placas, colisionan entre sí, acaban fusionándose el uno con el otro, mientras se levanta una gran cordillera de montañas en la zona de choque.

Pangea y las movimientos de placas

En la historia de la Tierra hubo épocas en que la mayor parte de los continentes estaban reunidos, después de chocar unos con otros, formando el gran supercontinente Pangea. La última vez que sucedió esto fue a finales del Paleozoico y principios del Mesozoico.

Durante el Mesozoico, Pangea fue disgregándose. Primero se dividió en dos grandes masas continentales: Laurasia al norte y Gondwana al sur, separadas por un océano ecuatorial llamado Tethys. Durante el Mesozoico, hace unos 135 millones de años, empezó a formarse el océano Atlántico al ir separándose América de Europa y Africa.

Los desplazamientos de los continentes y los cambios climáticos y de nivel del mar que han provocado, han tenido una gran influencia en la evolución que han seguido los seres vivos en nuestro planeta. En lugares que han permanecido aislados del resto de las tierras firmes mucho tiempo, como Australia o Madagascar, rodeadas por mar desde hace más de 65 millones de años, han evolucionado formas de vida muy especiales. Otro ejemplo es la diferencia de flora y fauna entre América del Norte y América del Sur, aislados durante decenas de millones de años y uniedos hace sólo unos 3 millones de años.

La deriva continental

Se llama así al fenómeno por el cual las placas que sustentan los continentes se desplazan a lo largo de millones de años de la historia geológica de la Tierra.

Este movimiento se debe a que contínuamente sale material del manto por debajo de la corteza oceánica y se crea una fuerza que empuja las zonas ocupadas por los continentes (las placas continentales) y, en consecuencia, les hace cambiar de posición.

La teoría de Wegener

En 1620, el filósofo inglés Francis Bacon se fijó en la similitud que presentan las formas de la costa occidental de África y oriental de Sudamérica, aunque no sugirió que los dos continentes hubiesen estado unidos antes. La propuesta de que los continentes podrían moverse la hizo por primera vez en 1858 Antonio Snider, un estadounidense que vivía en París.

En 1915 el meteorólogo alemán Alfred Wegener publicó el libro «El origen de los continentes y océanos», donde desarrollaba esta teoria, por lo que se le suele considerar como autor de la teoría de la deriva continental.

Según esta teoría, los continentes de la Tierra habían estado unidos en algún momento en un único ‘supercontinente’ al que llamó Pangea. Más tarde Pangea se había escindido en fragmentos que fueran alejándose lentamente de sus posiciones de partida hasta alcanzar las que ahora ocupan. Al principio, pocos le creyeron.

Lo que volvió aceptable esta idea fue un fenómeno llamado paleomagnetismo. Muchas rocas adquieren en el momento de formarse una carga magnética cuya orientación coincide con la que tenía el campo magnético terrestre en el momento de su formación. A finales de la década de 1950 se logró medir este magnetismo antiguo y muy débil (paleomagnetismo) con instrumentos muy sensibles; el análisis de estas mediciones permitió determinar dónde se encontraban los continentes cuando se formaron las rocas. Se demostró así que todos habían estado unidos en algún momento.

Por otra parte, desconcierta el hecho de que algunas especies botánicas y animales se encuentren en varios continentes. Es impensable que estas especies puedan ir de un continente a otro a través de los océanos, pero sí podían haberse dispersado fácilmente en el momento en que todas las tierras estaban unidas. Además, en el oeste de África y el este de Sudamérica se encuentran formaciones rocosas del mismo tipo y edad.

El movimiento contínuo

Lo que ha ocurrido, por lo menos, una vez, puede volver a ocurrir. Y ocurrirá. El movimiento de las placas que forman la corteza terrestre deslizandose sobre una capa viscosa, sometida a fuertes tensiones, no puede detenerse.

¿Por qué no lo notamos? Bueno, es un movimiento muy lento, o nuestra visión muy rápida. Pero la deriva de los continentes es imparable, como lo es la salida al exterior de nuevos materiales en las dorsales oceànicas y el hundimiento en las zonas de subducción.

Recordemos que los continentes no son más que las tierras emergidas de algunas placas y, de buen seguro, en el futuro cambiarán de forma y posición muchas veces, como lo hicieron en el pasado.

Pangea es sólo un paso

Antes de la deriva de Pangea se sabe que hubo periodos de deriva anteriores. Pangea sólo había durado unos pocos cientos de millones de años y se había formado inicialmente a partir de la unión de un conjunto de masas de tierra distintas de los continentes actuales, que eran a su vez fragmentos de otro supercontinente. Por lo que parece, la rotura, dispersión y reunión de supercontinentes es un proceso continuo.

De hecho, no son los continentes, sino el propio fondo oceánico el que se mueve y arrastra de este modo los continentes. El proceso continúa, y los continentes siguen su deriva, por lo general a razón de unos pocos centímetros al año. Por tanto, su actual disposición no es permanente.

El océano Atlántico se está ensanchando a medida que África y América se separan; en cambio, el océano Pacífico se está empequeñeciendo. También el mar Mediterráneo se estrecha, y terminará por desaparecer, pues África avanza hacia el norte, al encuentro de Europa.

Cuando Pangea se escindió en Gondwana y Laurasia, la India formaba parte de Gondwana. Más tarde se rompió y se desplazó rápidamente hacia el norte a la velocidad inusualmente elevada de 17 cm anuales, hasta chocar con Asia e unirse a este continente. La presión de la India contra Asia provocó el plegamiento de la corteza y la formación de la cordillera del Himalaya, fenómeno que aún prosigue.

Se cree que la unión o sutura de masas de tierra continuará repitiéndose una y otra vez en el futuro y que todos los continentes volverán a reunirse de nuevo en un supercontinente.

Tectónica de placas

Durante miles de millones de años se ha ido sucediendo un lento pero continuo desplazamiento de las placas que forman la corteza del planeta Tierra, originando la llamana «tectónica de placas», una teoría que complementa y explica la deriva continental.

Los continentes se unen entre sí o se fragmentan, los océanos se abren, se levantan montañas, se modifica el clima, influyendo todo esto, de forma muy importante en la evolución y desarrollo de los seres vivos. Se crea nueva corteza en los fondos marinos, se destruye corteza en la trincheras oceánicas y se producen colisiones entre continentes que modifican el relieve.

Las bases de la teoría

Según la teoría de la tectónica de placas, la corteza terrestre está compuesta al menos por una docena de placas rígidas que se mueven a su aire. Estos bloques descansan sobre una capa de roca caliente y flexible, llamada astenosfera, que fluye lentamente a modo de alquitrán caliente.

Los geólogos todavía no han determinado con exactitud como interactúan estas dos capas, pero las teorías más vanguardistas afirman que el movimiento del material espeso y fundido de la astenosfera fuerza a las placas superiores a moverse, hundirse o levantarse.

El concepto básico de la teoría de la tectónica de placas es simple: el calor asciende. El aire caliente asciende por encima del aire frío y las corrientes de agua caliente flotan por encima de las de agua fría. El mismo principio se aplica a las rocas calientes que están bajo la superficie terrestre: el material fundido de la astenosfera, o magma, sube hacia arriba, mientras que la materia fría y endurecida se hunde cada vez más hacia al fondo, dentro del manto. La roca que se hunde finalmente alcanza las elevadas temperaturas de la astenosfera inferior, se calienta y comienza a ascender otra vez.

Este movimiento continuo y, en cierta forma circular, se denomina convección. En los bordes de la placa divergente y en las zonas calientes de la litosfera sólida, el material fundido fluye hacia la superficie, formando una nueva corteza.

Expansión oceánica

En los fondos oceánicos las placas se alejan y queda entre ellas un hueco que se llena con material proveniente del manto, roca fundida (magma) de la astenósfera, que puede fluir por encontrarse muy caliente. En cuanto llega a la superficie sufre cambios físicos y químicos al perder gases y entrar en contacto con el agua del fondo del mar. Al descender su temperatura se convierte en nueva corteza oceánica.

Al continuar separándose las placas, esta nueva corteza oceánica es arrastrada hacia los lados de la cresta y deja lugar para que ascienda más material del manto. El material que asciende está muy caliente, y transmite parte de este calor al material que tiene cerca, el cual empuja el material que tiene encima, dando lugar a las grandes elevaciones sobre el nivel medio del fondo marino que presentan las cordilleras oceánicas.

Las placas siguen separándose y el nuevo fondo, cada vez más frío, pasa el punto más alto y comienza un descenso muy rápido, se rompe y se crean nuevas fallas normales, pero ahora el movimiento relativo de las paredes es en sentido contrario al que ocurre del mismo lado dentro del valle.

Conforme se aleja del centro de expansión, la nueva corteza oceánica se va enfriando, lo cual la vuelve más densa y, por tanto, más pesada. Al pesar más, hace más presión sobre el material de la astenósfera y lo hace descender. El resultado de esto es que el fondo oceánico se encuentra apoyado sobre una superficie inclinada, y la fuerza de gravedad hace que resbale sobre esta superficie alejándose del centro de expansión y por tanto de la placa que se encuentra del otro lado.

Zonas de subducción

Si se está creando continuamente nuevo fondo oceánico y la Tierra no está creciendo, la creación de nueva superficie debe ser compensada mediante la destrucción de superficie antigua. Por otro lado, si dos placas se alejan una de otra, esto significa que se acercan a otras placas que se encuentren en su camino, y si éstas no se alejan lo suficientemente rápido tienen que competir por la superficie que ocupan.

En los extremos de dos placas, una continental y otra oceánica, esta última tiende a hundirse, porque es más pesada que la astenósfera, mientras que la placa continental flota por ser más ligera. En consecuencia, la placa oceánica se hunde bajo la continental y regresa al manto, donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oceánicas son, por tanto, zonas de subducción donde se consume la placa oceánica.

El hueco entre la placa subducida y la subducente forma una trinchera oceánica, donde se deposita gran cantidad de sedimentos, aportados, sobre todo, por la continental. Algunas veces parte de estos sedimentos se une al continente y, de esta manera, crecen los continentes.

Formación de montañas: los plegamientos

La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas porciones y se destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas que acaban por deformarla.

Estas fuerzas, actuando durante millones de años, hacen que la corteza se ondule y forme pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A veces, estas fuerzas son tan potentes que la elasticidad de los materiales no pueden soportarlas y el priegue se rompe.

Las fuerzas que doblan la Tierra

Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen un grado de elasticidad determinado, que es máximo en las rocas blandas de tipo sedimentario y mínimo en las rocas metamórficas. Cuando actuan fuerzas intensas, como las producidas en el choque entre continentes, la roca cede elásticamente y se dobla adoptando una forma que depende de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza.

Estos procesos de plegamiento pueden producirse a poc profundidad y son los responsables de la formación de las grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza supera la elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla.

La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy 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.

Pliegues, anticlinales y sinclinales

Cada unidad de plegamiento se llama 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). Estos pliegues pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros.

Los rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece imposible que se doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las grietas a la vez que se produce el plegamiento. El calor es un factor importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de rígidas a dúctiles, ablandándolas.

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: 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.

A veces el terreno sufre una ligera deformación que no llega a formar un pliegue. El fenómeno se llama «flexión» del terreno. Por otra parte, algunos pliegues tienen zonas de pendiente menor en medio de una superficie uniformemente inclinada, llamadas «terrazas».

Fallas de la corteza terrestre

Uno de los accidentes del terreno que se puede observar más fácilmente son las fallas o rupturas de un plegamiento, especialmente si el terreno es de tipo sefimentario. Las fallas son un tipo de deformación de la corteza terrestre que finaliza en ruptura, dando lugar a una gran variedad de estructuras geológicas.

Cuando esta ruptura se produce de forma brusca, se produce un terremoto. En ocasiones, la línea de falla permite que, en ciertos puntos, aflore el magma de las capas inferiores y se forme un volcán.

Partes de una falla

El plano de falla es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, horizontal, vertical u oblicuo. Si las fracturas son frágiles, tienen superficies lisas y pulidas por efecto de la abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender fragmentos de diferentes tamaños.

Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de labio hundido (o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la horizontal relativa. Cuando está inclinado, uno de los bloques se desliza sobre el otro. El bloque que queda por encima del plano de falla se llama «techo» y el que queda por debajo, «muro».

El salto de falla es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilómetros. Éste último caso suele ser resultado de un largo proceso geológico en el tiempo.

Tipos de fallas

En una falla normal, producida por tensiones, la inclinación del plano de falla coincide con la dirección del labio hundido. El resultado es un estiramiento o alargamiento de los materiales, al desplazarse el labio hundido por efecto de la fuerza de la gravedad.

En las fallas de desgarre, además del movimiento ascendente también se desplazan los bloques horizontalmente. Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede allanar las paredes destruyendo cualquier traza de ruptura, pero si el movimiento es reciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de precipicio. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas transformadoras que desplazan a las dorsales oceánicas.

En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla y, de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos aparecen colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a los cabalgamientos.

Las fallas de rotación o de tijera se forman por efecto del basculado de los bloques sobre el plano de falla, es decir, un bloque presenta movimiento de rotación con respecto al otro. Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa.

Un macizo tectónico o pilar tectónico, también llamado «Horst», es una región elevada limitada por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que a los lados del horst haya series de fallas normales; en este caso, las vertientes de las montañas estarán formadas por una sucesión de niveles escalonados. En general, los macizos tectónicos son cadenas montañosas alargadas, que no aparecen aisladas, sino que están asociadas a fosas tectónicas. Por ejemlo, el centro de la península Ibérica está ocupada por los macizos tectónicos que forman las sierras de Gredos y Guadarrama.

Por último, una fosa tectónica o Graben es una asociación de fallas que da lugar a una región deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas tectónicas se producen en áreas en las que se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilómetros de ancho y varios miles de kilómetros de longitud. Los valles se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor. Así sucede, por ejemplo, en el valle del río Tajo, en la península Ibérica.

Los volcanes

Una de las manifestaciones más espectaculares de la actividad geológica de la Tierra son, sin duda, los volcanes. Los hay de diferentes tipos, según la manera en que sale la lava, y se encuentran distribuidos por regiones concretas del planata mientras que, en otras, no hay.

Los volcanes son también los únicos lugares donde podemos entrar en contacto con los materiales del interior de la corteza o del manto, por lo que suscitan un gran interes para las ciencias.

Erupciones volcánicas

Un volcán es una fisura de la corteza terrestre sobre la cual se acumula un cono de materia fundida y sólida que es lanzada a través de la chimenea desde el interior de la Tierra. En la cima de este cono hay una formación cóncava llamada cráter. Cuando se produce actividad en un volcán se dice que está en erupción.

Los volcanes son por lo general estructuras compuestas de material fragmentado y corrientes de lava. A través de la chimenea sale la lava que escurre por las laderas del cono, que se va formando por sucesivas capas solidificadas, todas inclinadas hacia el exterior de la chimenea.

El material rocoso expulsado se encuentras entre 4 a 200 kilómetros de profundidad, donde pueden alcanzar temperaturas superiores a los 1000°C. Habitualmente la lava recién emitida bordea temperaturas entre 700 °C y 1200 °C, dependiendo de su composición química.

Las rocas que se forman a partir del enfriamiento del magma se llaman rocas ígneas. Si el enfriamiento tuvo lugar en el interior de la tierra, y las rocas fundidas no llegaron a emerger a la superficie, se llaman rocas ígneas intrusivas. Cuando la roca se ha formado a partir del enfriamiento de lava en la superficie, se denomina roca ígnea extrusiva. También existen rocas ígneas enfriadas a gran profundidad que se llamas plutónicas.

Magma y lava

El magma, masa espesa y viscosa, es la roca fundida que se encuentra en la parte interna del volcán sometida a grandes presiones, y está constituido por gases que se encuentran disueltos, pero en el momento de llegar a la superficie, la presión disminuye, lo que provoca su liberación explosiva y espontánea. El material fundido que se arroja fuera del volcán contiene menos gases y, para diferenciarlo del magma, se le llama lava.

La lava en una erupción está cargada de vapor y de gases como el dióxido de carbono, el hidrógeno, el monóxido de carbono y el dióxido de azufre. Estos gases al salir violentamente ascienden a la atmósfera formando una nube turbia que descarga, a veces, copiosas lluvias.

Los fragmentos de lava se clasifican en bombas, brasas y cenizas, que son arrojadas fuera del volcán y dispersadas por todas partes. Algunas partículas, grandes, vuelven a caer dentro del cráter. La velocidad de la lava depende en gran parte de la pendiente de la ladera del volcán.

Muchos volcanes nacen en el fondo marino, como lo hicieron los famosos Etna y Vesubio, las islas de Hawai y otras muchas islas volcánicas del Océano Pacífico.

Enormes cuencas, muy parecidas a los cráteres, reciben el nombre de calderas y están ubicadas en la cumbre de volcanes extintos o inactivos y son ocupadas por profundos lagos. Algunas calderas se formaron después de explosiones cataclísmicas que destruyeron completamente el volcán, o cuando, después de sucesivas erupciones, la cono vacio no soporta el peso de las paredes y se hunde.

Tipos de volcanes

La lava no sale siempre al exterior de la misma forma. A veces lo hace de forma violenta, con grandes explosiones y enormes masas de gases, humo, cenizas y rocas incandescentes que se pueden proyectar a varios kilómetros de altura. Otras veces se derrama con suavidad, como cuando hierve la leche en el cazo y no apagamos el fuego a tiempo.

Se han clasificado los volcanes en cuatro grandes grupos o tipos: hawaiano, estromboliano, vulcaniano y peleano, aunque los hay que no encajan exactamente en ninguno de ellos.

Los cuatro tipos comunes

Dependiendo de la temperatura de los magmas, de la cantidad de productos volátiles que acompañan a las lavas y de su fluidez o viscosidad, los tipos de erupciones pueden ser:

Hawaiano, de lavas muy fluidas y sin desprendimientos gaseosos explosivos. La lava se desborda cuando rebasa el cráter y se desliza con facilidad, formando verdaderas corrientes a grandes distancias.

Estromboliano

La lava es fluida, con desprendimientos gaseosos abundantes y violentos. Debido a que los gases pueden desprenderse con facilidad, no se producen pulverizaciones o cenizas. Cuando la lava rebosa por los bordes del cráter, desciende por sus laderas y barrancos, pero no alcanza tanta extensión como en las erupciones de tipo hawaiano.

Vulcaniano, tipo de volcán se desprende grandes cantidades de gases de un magma poco fluido que se consolida con rapidez. Las explosiones son muy fuertes y pulverizan la lava, produciendo gran cantidad de cenizas que son lanzadas al aire acompañadas de otros materiales. Cuando la lava sale al exterior se consolida rápidamente, pero los gases que se desprenden rompen y resquebrajan su superficie, que por ello resulta áspera e irregular.

Peleano

Entre los volcanes de las Antillas es célebre el de la Montaña Pelada de la isla Martinica por su erupción de 1902, que ocasionó la destrucción de su capital, San Pedro. Su lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter. La enorme presión de los gases, que no encuentran salida, levanta este tapón que se eleva formando una gran aguja.

Erupciones especiales

No todas las erupciones volcánicas encajan en uno de los cuatro tipos comunes. Algunas merecen especial atención.

La explosión volcánica más formidable de las conocidas hasta la fecha fue la del volcán Krakatoa. Originó una tremenda explosión y enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones son debidas a la entrada en contacto de la lava ascendente con el agua o con rocas mojadas, por ello se denominan erupciones freáticas.

Por otra parte, en los fondos oceánicos se producen erupciones volcánicas cuyas lavas, si llegan a la superficie, pueden formar islas volcánicas. Éstas suelen ser de corta duración en la mayoría de los casos, debido al equilibrio isostático de las lavas al enfriarse y por la erosión marina. Algunas islas actuales como las Cícladas (Grecia), tienen este origen.

Hay volcanes que ocasionan gran número de víctimas, debido a que sus cráteres están ocupados por lagos o cubiertos de nieve. Al recobrar su actividad, el agua mezclada con cenizas y otros restos, es lanzada formando torrentes y avalanchas de barro, que destruyen, todo lo que encuentran a su paso.

Un ejemplo actual fue la erupción del Nevado de Ruiz (Colombia) en 1985. La cumbre estaba recubierta por un casquete de hielo y, al ascender la lava, se recalentaron las capas, formando unas coladas de barro que invadieron el valle del río Lagunilla y sepultaron la ciudad de Armero.

Por último, las erupciones fisurales son las que se originan a lo largo de una dislocación de la corteza terrestre, que puede tener varios kilómetros. Las lavas que fluyen a lo largo de la rotura son fluidas y recorren grandes extensiones, formando amplias mesetas o traps, con un kilómetro o más de espesor y miles de kilómetros cuadrados de superficie. Un buen ejemplo de vulcanismo fisural es la meseta del Deccan (India).

Los terremotos

Los terremotos, sismos, seismos, temblores de tierra, … son reajustes de la corteza terrestre causados por los movimientos de grandes fragmentos. Por sí mismos, son fenómenos naturales que no afectan demasiado al hombre. El movimiento de la superficie terrestre que provoca un terremoto no representa un riesgo, salvo en casos excepcionales, pero sí nos afectan sus consecuencias, ocasionando catástrofes: caída de construcciones, incendio de ciudades, avalanchas y tsunamis.

Aunque todos los días se registran una buena cantidad de terremotos en el mundo, la inmensa mayoría son de poca magnitud. Sin embargo, se suelen producir dos o tres terremotos de garn magnitud cada año, con consecuencias imprevisibles.

Año	Magnitud	Lugar	Víctimas
1960	9.5	Sur de Chile	5.700
1964	9.4	Alaska	131
1933	8.9	Sanriku, Japón	2.990
1906	8.9	Colombia	1.000
1950	8.7	India/Assam/Tibet	1.530
1897	8.7	Assam, India	1.500
1906	8.6	Santiago/Valparaiso, Chile	20.000
1905	8.6	Kangra, India	19.000
1950	8.6	Assam, India	1.526
1899	8.6	Yakutat Bay, Alaska
1920	8.5	Kansu, China	180.000
1934	8.4	India/Nepal	10.700
1946	8.4	Tonankai, Japón	1.330
1927	8.3	Xining, China	200.000
1939	8.3	Chillan, Chile	28.000
1976	8.2	Tangshan, China	240.000
1923	8.2	Kwanto,Yokohama, Japón	143.000
1906	8.2	San Francisco, California	700
1907	8.1	Asia cnetral	12.000
1939	8.0	Ezrican, Turquía	23.000

Movimientos sísmicos

Las placas de la corteza terrestre están sometidas a tensiones. En la zona de roce (falla), la tensión es muy alta y, a veces, supera a la fuerza de sujeción entre las placas. Entonces, las placas se mueven violentamente, provocando ondulaciones y liberando una enorme cantidad de energía. Este proceso se llama movimiento sísmico o terremoto.

La intensidad o magnitud de un sismo, en la escala de Richter, representa la energía liberada y se mide en forma logarítmica, del uno al nueve. La ciencia que estudia los sismos es la sismologia y los científicos que la practican, sismólogos.

La estadística sobre los sismos a través de la historia es más bien pobre.Se tiene información de desastres desde hace más de tres mil años, pero además de ser incompleta, los instrumentos de precisión para registrar sismos datan de principios del siglo XX y la Escala de Richter fue ideada en 1935.

Un terremoto de gran magnitud puede afectar más la superficie terrestre si el epifoco u origen del mismo se encuentra a menor profundidad. La destrucción de ciudades no depende únicamente de la magnitud del fenómeno, sino también de la distancia a que se encuentren del mismo, de la constitución geológica del subsuelo y de otros factores, entre los cuales hay que destacar las técnicas de construcción empleadas.

Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, Rusia 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.

Terremotos en el mar

Un maremoto es una invasión súbita de la franja costera por las aguas oceánicas debido a un tsunami, una gran ola marítima originada por un temblor de tierra submarino. Cuando esto ocurre, suele causar graves daños en el área afectada.

Los maremotos son más comunes en los litorales de los océanos Pacífico e Índico, en las zonas sísmicamente activas.

Los términos maremoto y tsunami se consideran sinónimos. De todos los movimientos sísmicos, el tsunami puede ser el más mortífero, ya que puede recorrer mucha distancia y afecta a las costas, que suelen ser zonas muy densamente pobladas.

Tsunamis

Los terremotos submarinos provocan movimientos del agua del mar (maremotos o tsunamis). Los tsunamis son olas enormes con longitudes de onda de hasta 100 kilómetros que viajan a velocidades de 700 a 1000 km/h. En alta mar la altura de la ola es pequeña, sin superar el metro; pero cuando llegan a la costa, al rodar sobre el fondo marino alcanzan alturas mucho mayores, de hasta 30 y más metros.

El tsunami está formado por varias olas que llegan separadas entre sí unos 15 o 20 minutos. La primera que llega no suele ser la más alta, sino que es muy parecida a las normales. Después se produce un impresionante descenso del nivel del mar seguido por la primera ola gigantesca y a continuación por varias más.

La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar ha ocasionado muchas víctimas entre las personas que, imprudentemente, se acercan por curiosidad u otros motivos, a la línea de costa.

España puede sufrir tsunamis catastróficos, como quedó comprobado en el terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia de este sismo varias grandes olas arrasaron el golfo de Cádiz causando más de 2.000 muertos y muchos heridos.

En 1946 se creó la red de alerta de tsunamis después del maremoto que arrasó la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos más del Pacífico. Hawaii es afectado por un tsunami catastrófico cada 25 años, aproximadamente, y EEUU, junto con otros países, han puesto estaciones de vigilancia y detectores que avisan de la aparición de olas producidas por sismos.