Terremotos → movimientos bruscos de los mat. de la corteza, resultado de una liberación brusca de E, generalmente por reacción elástica entre las rocas situadas a ambos lados de una falla, que superan el nivel elástico y se rompen, según el modelo del rebote elástico (hasta una profundidad máxima de unos 700 km, donde los mat. son siempre plásticos).
A veces se oyen retumbos.

La Sismología estudia las causas, efectos y distribución de los terremotos, así como la estructura interna de la Tierra a partir del análisis de las velocidad de propagación de las ondas sísmicas.

MODELO DEL REBOTE ELÁSTICO (Reid) Supone la existencia de dos bloques que están en contacto a lo largo de una falla: La fricción entre los bloques a lo largo del plano de falla impide que se muevan entre sí, aunque se deforman algo por el esfuerzo que soportan. La deformación aumenta y llega un momento en que se rompe en un punto (→ hipocentro), y ambos bloque se despegan y se mueven en sentidos contrarios. A medida que la rotura iniciada en el foco se extiende a todo el plano de falla, los bloques se mueven entre sí, generalmente en pocos segundos; una vez producido el desplazamiento de los bloques, se alcanza una fase de equilibrio. La tensión alrededor de la falla desaparece y el suelo “rebota” a su estado primitivo de equilibrio. Para que se produzca la rotura de los mat., la rigidez de éstos debe ser alta, pues de lo contrario se produciría una deformación plástica, y el mat. fluiría, en lugar de romperse. Esta rigidez sólo se da en la litosfera. La corteza se comporta en la propagación de las ondas sísmicas como un sólido elástico ➯ la v. de las ondas depende de las carac. elásticas del medio, o sea, de su composición química, su estado físico y su densidad.

Dicha energía se propaga desde el foco sísmico = hipocentro en todas direcciones, en forma de superf. concéntricas, generándose ondas sísmicas, las cuales alcanzan la superf. en primer lugar en el epicentro, que se convierte a su vez en centro de propagación de ondas superficiales. Las ondas superficiales de igual intensidad sísmicas se llaman isosistas.

Seísmos según su profundidad

A partir de los 400 km, la profundidad se ve imposibilitada por la elevada T; por ello, probablemente., los terremotos con foco superior a los 400 km se deben a reajustes mineralógicos en el manto.
En las dorsales, los terremotos son superf. y de origen volcánico. Los profundos están concentrados en los arcos-islas y en las zonas de subducción, y son de origen tectónico. Sus focos se hunden oblicuamente hacia el continente según el plano de Benioff.

La onda sísmica es una composición sucesiva de movimientos de oscilación de las partículas; en el seismo no se transmite mat., sino sólo E. La línea perpendicular a la superf. de onda a lo largo de la cual se desplaza la E se llama rayo sísmico.

De cuerpo o volumen	P = primarias = logitudinales = de compresión
	S = secundarias = transversales = de cizalladura
Superficiales = L	De Love = ondas de torsión
	De Rayleigh = ondas circulares

♦ ONDAS P El movimiento de vibración de las partículas se produce en la dirección de propagación del rayo sísmico. Son las de mayor velocidad. Ésta dependerá de la rigidez de los mat. (μ), de su incompresibilidad, k (al sufrir comprensiones y tracciones), y de su d (ver fórmula). Todas las rocas poseen un coeficiente de comprensibilidad, k, que miden la deformación que experimentan tras un esfuerzo.

♦ ONDAS S El movimiento de vibración de las partículas se produce perpendicularmente a la dirección de propagación del rayo sísmico. Por lo tanto, los esfuerzos sufridos por la roca son de tipo tangencial y su velocidad dependerá de la rigidez de los mat. y de su d (ver fórmula). Viajan con menor velocidad que las ondas P. Su propagación depende de las elasticidad o rigidez del medio.

♦ ONDAS SUPERFICIALES
Avanzan sobre una interfase. Son muy lentas, y las que producen las catástrofes. Son las que profucen los daños. Ver fig.
Tenemos:

(i) Ondas LOVE → el movimiento de las partículas se realiza en un plano horizontal, perpendicularmente a la dirección de las ondas (movimiento horizontal de cizalla). El que las ondas L estén ausentes en los seísmos profundos significa que sólo existe un canal en la superf. capaz de transmitirlas.

(ii) Ondas RAYLEIGH  → el movimiento de las partículas se realiza en un plano vertical, describiendo una elipse, moviéndose en sentido de la propagación (contrario a las agujas del reloj) (≈ ondas de agua).

Ver sismógrafo vertical y sismógrafo horizontal. Ver el primer sismógrafo de la historia: el sismógrafo chino.
El sismógrafo nos da una gráfica de las ondas sísmicas → el sismograma:

Análisis de un sismograma:
(i) Fase inicial: después del “ruido de fondo” llegan dos trenes de ondas: el 1º las ondas P y el 1º las S, que su suman a las anteriores.
(ii) Fase principal: tiene varias subfases o trenes de ondas, en las que va disminuyendo la amplitud de las vibraciones. Predominan las ondas superficiales.
(iii) Fase final: se caracteriza por vibraciones aún más lentas que las superf., pues son ondas que, después de dar varias veces la vuelta a la Tierra, se van extinguiendo.

Conocida la velocidad de las ondas, la distancia al hipocentro se puede calcular midiendo el retardo de las ondas S resp. de las P (v_p= 1,7 v_s) mediante las fórmulas:

donde A es el retardo de las ondas S respecto a las P.

Podemos localizar el epicentro en lugar donde se corten las circunferencias de al menos 3 estaciones.

De un terremoto medimos su E mediante dos parámetros:

• Su intensidad → escala de MKS (1967), que es la Mercalli modificada.
La intensidad se mide observando los efectos destructivos del terremoto → isosistas o líneas isosísmicas → mapa de intensidades. La región donde la intensidad es máx. se llama pleistosista. Las líneas homosistas unen los puntos en que se ha sentido el seísmo a la misma hora.

• Su magnitud → escala de Richter (1932):
Magnitud = log de la amplitud máx., en μ, de un sismograma, registrado a 100 km del epicentro en un sismómetro de torsión:

m = log (A/T) + D

(siendo: A = amplitud máx. de las ondas P, T = periodo de la onda, y D = cte., que compensa la pérdida de E o atenuación de la onda; depende de la distancia).

La escala de Richter, al ser logarítmica, es ilimitada por ambos extremos (los microsismos tienen magnitud -), pero, en la práctica no alcanza el valor 9 (que corresponde, aprox., a 100 km de falla reactiva).
Relación entre la E disipada por las ondas sísmicas y la magnitud del seísmo (Gutenberg y Richter, 1956):

Log E = 11,8 + 1,5 M

Ver la relación entre la magnitud y la intensidad. Con relación a la energía de un terremoto, ver la magnitud del momento. Ver distribución de los terremotos en el planeta. Ver el riesgo sísmico en Europa y en España.

Un terremoto submarino puede producir tsunamis.