Deformación de la corteza terrestre
La Tierra es un planeta dinámico. En los capitulos anteriores vimos que la meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión causada por el agua, el viento y el hielo modelan continuamente el paisaje. Además, las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza. Entre las evidencias que demuestran la actuación de fuerzas enormes dentro de la tierra se cuentan los miles de kilómetros de estratos que están doblados, plegados, volcados y a veces muy fracturados. En las montañas Rocosas canadienses, por ejemplo, algunas unidades de roca han sido empujadas sobre otras de una manera casi horizontal durante centenares de kilómetros. A una escala menor, durante los grandes terremotos, la corteza se mueve unos pocos metros a lo largo de las fallas. Además, la expansión y la extensión de la corteza producen depresiones alargadas y en los largos intervalos de tiempo geológico crean las cuencas oceánicas.
Geología estructural: estudio de la arquitectura terrestre
Los resultados de la actividad tectónica son impresionantes en los principales cinturones montañosos de la Tierra, donde pueden encontrarse rocas que contienen fósiles de organismos marinos miles de metros por encima del nivel del mar actual y las unidades rocosas están intensamente plegadas, como si fueran de masilla. Incluso en los interiores estables de los continentes, las rocas revelan una historia de deformación que muestra que han aflorado de niveles mucho más profundos de la corteza.
Los geólogos estructurales estudian la arquitectura de la corteza terrestre y cómo adquirió este aspecto en la
medida en que fue consecuencia de la deformación. Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas. así como
los rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas. fos geólogos estructurales pueden determinar a menudo el ambiente geológico original, y la naturaleza de las fuerzas que produjeron esas estructuras rocosas. De este modo se estan descifrando los complejos acontecimientos que constituyen la historia geológica.
La comprensión de las estructuras tectónica no es sólo importante para descifrar la historia de la Tierra. sino
que es también básica para nuestro bienestar económico. Por ejemplo, la mayor parte de los yacimientos donde aparecen petróleo y gas natural está asociada con estructuras geológicas que atrapan esos fluidos en valiosos . Además, las fracturas rocosas son el lugar donde se producen las mineralizaciones hidrotermales,
lo cual significa que pueden ser fuentes importantes de menas metálicas. Además, cuando se seleccionan las zonas
de ubicación de proyectos de construcción importantes, como los puentes, las centrales hidroeléctricas y las centra-
les de energía nuclear, debe considerarse la orientación de las superficies de fractura, que representan zonas de debilidad de las rocas. En resumen, un conocimiento de estructuras es esencial para nuestra forma de vida actual.
Deformación de La Corteza Terrestre
Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera;forma = forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas. Los movimientos. de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placas generan las las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.
Fuerza y esfuerzo
La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios o a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De la experiencia cotidiana sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria), aplicamos fuerza para abrirla (ponerla en movimiento).
Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa. Por ejemplo, si una persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca puntiaguda, la concentración de esfuerzos en un punto de su pie será elevada. Por tanto, puede pensarse en el esfuerzo como una medida de cuán concentrada está la fuerza, , el esfuerzo puede aplicarse de manera uniforme en todas las direcciones (presión de confinamiento) o de manera no uniforme (esfuerzo diferencial).
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Tipos de esfuerzo
Cuando se aplica un esfuerzo en direcciones diferentes, se denomina esfuerzo diferencial. El esfuerzo diferencial que acorta un cuerpo rocoso se conoce como esfuerzo compresivo (com = junto; premere = presionar) Los esfuerzos compresivos asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar engrosar la corteza terrestre, plegándose, fluyendo o fracturandose (Figura GEST-01B). recordemos, de lo que hemos dicho de las rocas metamórficas, que el esfuerzo compresivo se concentra más en los puntos en los que los granos minerales están en contacto, provocando la migración de la materia mineral de las zonas de esfuerzo elevado a las zonas de esfuerzo bajo (véase la Figura MET-05). Como consecuencia, los granos minerales (y la unidad de roca) tienden a acortarse en dirección paralela al plano del máximo esfuerzo y a alargarse en dirección perpendicular a la de mayor esfuerzo.
Figura GEOEST-01 Deformación de la corteza terrestre provocada por las fuerzas tectónicas y los esfuerzos asociados
Resultante del movimiento de las placas litosféricas.
A. Estratos antes de la deformación.
B. Los esfuerzos compresionales asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar y engrosar la corteza terrestre mediante pliegues y fallas
C. Los esfuerzos tensionales en los bordes de placa diverqentes tienden a alargar los cuerpos rocosos mediante el
deslizamiento a lo largo de las fallas en Ia corteza superior y el flujo dúctil en prrofundidad.
D. Los esfuerzos de cizalla en los bordes de placa pasivos tienden a producir desplazamientos a lo largo de las zonas de falla. el lado derecho del diagrama ilustra la deformación de un cubo de roca en respuesta a los esfuerzos diferenciales que se ilustran en los diagramas correspondientes de la izquierda Cuando el esfuerzo tiende a alargar o a separar unaunidad rocosa, se conoce como esfuerzo tensional (tenderer= estirar) Figura GEOEST-01C). Donde las placas se están separando (límites de placa divergentes) , los esfuerzos tensionales tienden a alargar Ios cuerpos rocosos situados en la corteza superior mediante el desplazamiento a lo largo de las fallas. Por otro lado, en profundidad el desplazamiento es consecuencia de un tipo de flujo plástico.
El esfuerzo diferencial también puede hacer que la roca se cizalle(Figura GEOEST-01D). Un tipo de cizallamiento es similar al deslizamiento que se produce enrre los naipes de una baraja cuando la parte superior se desplaza en relación a la inferior (Figura GEOEST-02). En los entornos próximos a la superficie, el cizallamiento suele producirse en superficies de debilidad paralelas y estrechamente espaciadas, como los planos de estratificación, foliación y las microfallas. Además, en los bordes de falla transformante, los esfuerzos de.cizallamiento producen desplazamientos a gran escala a lo largo de las principales zonas de falla. Por el contrario, a grandes profundidades, donde las temperaturas , las presiones de confinamiento son elevadas, un flujo en estado sólido es el responsable del cizallamiento.
Figura GEOEST-02 ilustración del cizallamiento y la deformación resultante.
A. Baraja de naipes ordinaria con un círculo estampado en el lateral.
B. Deslizando la parte superior de ta baraja en relación con la parte inferior, podemos ilustrar el tipo de cizallamiento que suele tener lugar a lo largo de los planos de fragilidad poco separados de las rocas. Obsérvese que el círculo se convierte en una elipse, la cual puede utilizarse para medir la cantidad y el tipo de.deformación. Un desplazamiento anadido (cizallamiento) de los naipes tendría como consecuencia una mayor deformación y quedaría indicado por un cambio de la forma de la elipse.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Deformación
Quizá el tipo de deformación más fácil de imaginar ocurre a lo largo de las superficies de las fallas pequeñas, donde el esfuerzo diferencial hace que las rocas se muevan unas en relación con otras, de tal manera que su tamaño y su forma originales ser conservan. El esfuerzo también puede provocar un cambio irreversible en la forma y el tamaño del cuerpo rocoso , denominado deformación.
Como en el circulo que aparece en la figura (GEOEST-02B), los cuerpos deformados no mantienen su configuración original durante la deformación. Al estudiar las unidades de rocas deformadas por el esfuerzo , los geologos se preguntan ¿ Qué nos dicen esas estructuras sobre la disposición original de esas rocas y cómo se han deformado?
Como se deforman las Rocas
Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que su propia resistencia, empiezan a deformarse,
normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose (Figura GEOEST-01) Es fácil hacerse una idea de cómo se quiebran las rocasporque normalmente pensamos en ellas como algo quebradizo. Pero ¿cómo pueden doblarse la, grandes unidades rocosas en pliegues complicados sin romperse durante el proceso? Para responder a esta pregunta, los geólogos estructurales realizaron experimentos de laboratorio en los que las rocas fueron sometidas a esfuerzos diferenciales bajo condiciones que simulaban las existentes a diversas profundidades debajo de la corteza (Figura GEOEST-04).
Aunque cada tipo de roca se deforma de una manera algo diferente, a partir de esos experimentos se determinaron las características generales de la deformación de las rocas. Los geólogos descubrieron que. cuando se aplica gradualmente ''n esfuerzo, las rocas responden primerro deformándose elásticamente. Los cambios resultantes
de la deformación elástica son recuperables: es decir, igual que ocurre con una cinta de goma. la roca volverá prácticamente a su tamaño y forma originales cuando cese el esfuerzo. (Como veremos en el siguiente capítulo, la energía para la mayoría de los terremotos procede de la liberación de la energía elástica alacenada cuando una roca vuelve a su forma original.)
Una vez sobrepasado el límite elástico (resistencia) de una roca, ésta fluye (deformación dúctil) o se fractura (deformación frágil). Los factores que influyen en la resistencia de una roca y, por tanto, en cómo esta se va a deformar son la temperatura, la presión de confinamiento, el tipo de roca, la disponibilidad de fluidos y el tiempo.
Figura GEOEST-03 Estratos sedimentarios deformados que afloraron al hacer la carretera de Palmdale, Californ¡a. Además del plegamiento obvio, los estrastos claros están desplazados a lo largo de una falla localizada en el lado derecho de la fotografía. (Foto de E. J. Tarbuck.)
Temperatura y presión da confinamiento Las rocas próxima a la superficie, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son bajas, tienden a comportarse como un sólido frágil y se fracturan cuando se supera su resistencia.. Este tipo de deformación se llama deformación Frágil, De nuestra experiencia cotidiana, sabemos que los objetos de vidrio, los lápices de madera, las bandejasde porcelana e incluso nuestros huesos exhiben fracturas frágil una vez se supera su resistencia, Por el contrario, en la profundidad, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son elevadas. las rocas exhiben un comportamiento dúctil. La deformación dúctil es un tipo de flujo en estado solido que produce un cambio en el tamaño y la forma de un objeto sin fracturarlo. Los objetos normales que muestran un comportamiento dúctil son la arcilla de modelar, la cera de las abejas, el caramelo y la mayoría de los metales. Por ejemplo, una moneda de cobre colocada en el rail de una vía se aplanará y deformará (sin romperse) debido a la fuerza aplicada por un tren que pase por encima. La deformación dúctil de una roca -fuertemente ayudada por una temperatura y una presión de confinamiento elevadas- es algo parecida a la deformación de una moneda aplanada por un tren.Una manera mediante la cual se produce este tipo de flujo en estado sólido en el interior de una roca es mediante el deslizamiento gradual y la recristalización a lo largo de planos de fragilidad en el interior de la red cristalina de los granos minerales (véase Figura MET-05B). Esta forma microscópica de flujo gradual en estado sólido implica el deslizamiento que altera la red cristalina y la inmediata recristalización que repara la estructura, Las rocas que muestran signos de flujo dúctil normalmente se deformaron a una gran profundidad y exhiben pliegues que dan la impresión de que la resistencia de la roca era parecida a la de la masilla blanda.
Tipo de Roca Además del ambiente físico, la composición mineral y la textura de las rocas influye mucho en cómo
éstas se van a deformar. Por ejemplo, las rocas cristalinas compuestas por minerales con enlaces moleculares internos fuertes tienden a fracturarse. Por el contrario, las rocas sedimentarias débilmente cementadas o las rocas metamórficas que contienen zonas de debilidad como la foliación, son más susceptibles de experimentar deformación dúctil. Entre las rocas débiles y por tanto, que más probablemente se comporten de una manera dúctil cuando se someten a un esfuerzo diferencial, se cuentan la halita, el yeso y las lutitas, mientras que la caliza, el esquisto y el mármol tienen una resistencia intermedia. De hecho, la halita es tan débil que se deforma bajo pequeñas cantidades de esfuerzo diferencial y asciende en forma de columnas a través de los estratos de sedimentos que se extienden por el golfo de México y sus alrededores. Quizás el sólido más débil que existe en la naturaleza y que exhibe flujo dúctil a gran escala es el hielo glacial. Por comparación, el granito y el basalto son resistentes y Frágiles. En un entorno próúmo a la superficie, las rocas frágiles se fracturarán cuando sean sometidas a fuerzas que excedan su resistencia. Es importante observar, sin embargo, que la presencia de cantidades pequeñas de agua en las rocas favorece su deformación dúctil.
Figura GEOEST-04 Cilindro de mármol deformado en el laboratorio mediante la aplicación de miles de kilogramos de peso desde arriba. Cada muestra se deformó en un entorno que dupl¡caba la presión de confinamiento hallada a distintas profundidades. Obsérvese que cuando la presión de confinamiento era baja, la muest¡a se deformó por fractura frágil, mientras que cuando la presión de confinamiento era elevada, muestra se deformó plásticamente. (Foto cortesía de M. S. Patterson, Australian National University.)
Tiempo. Un factor clave que los investigadores son incapaces de duplicar en el leboratorjo es cómo las rocas responden a pequeños esfuerzos aplicados durante largos intervalos de tiempo geológica. Sin embargo, en escenarios
cotidianos pueden observarse los efectos del tiempo en la deformación. Por ejemplo, se sabe que los bancos de mármol se hunden por su propio peso después de un período de unos cien años aproximadamente y que las estanterías de madera pueden combarse después de cargarlas de libros durante un período relativamente corto de tiempo. En la
naturaleza, fuerzas pequeñas aplicadas durante largos períodos desempeñan seguramente un papel importante en la deformación de las rocas. Fuerzas incapaces de deformar inicialmente una roca pueden hacer que la roca fluidez
sj el esfuerzo se mantiene durante un período prolongado de tiempo.
Es importante destacar que los procesos por los que las rocas se deforman ocurren a lo largo de un continuo que se extiende entre la fractura frágil pura en un extremo al flujo dúctil (viscoso) en el otro. No hay límites marcados entre los diferentes tipos de deformación. También necesitamos recordar que, en general, los elegantes pliegues y los modelos de flujo que observamos en las rocas deformadas se alcanzan en general por el efecto combinado de la distorsión, el deslizamiento y la rotación de los granos individuales que componen una roca, Además, estadistorsión y la reorganización de los granos minerales tienen lugar en la roca que es esencialmente sólida.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Cartografía de las estructuras Geológicas
Los procesos de deformación generan estructuras a muchas escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales sistemas montañosos de la Tierra. En el otro, los esfuerzos muy localizados crean fiactures menores en las rocas. Todos estos fenómenos, desde los pliegues más grandes de los Alpes hasta las fracturas más pequeñas de una lámina de roca, se conocen como estructuras tectónicas. Antes de empezar nuestra discusión de las estructuras tectónicas examinemos el método que utilizan los geólogos para describirlas y cartografiarlas.
Cuando estudia una región, el geólogo identifica y describe las estructuras principales. A menudo, una estructura es tan grande que desde una zona concreta sólo puede verse una pequeña porción. En muchas situaciones, la mayor parte de las capas está cubierta por vegetación o por sedimentos recientes. Por consiguiente, debe hacerse utilizando los datos recogidos de un número limitado de afloramientos, que son lugares donde el sustrato de roca aflora en la superficie
(véase Recuadro 10.1). Pese a esas dificultades, una serie de técnicas cartográficas permiten a los geólogos reconstruir la orientación y la forma de las estructuras existentes. En los últimos años, los avances acaecidos en la fotografía aérea, en la obtención de imágenes a través de los satélites y en el desarrollo del sistema de posicionamiento global (GPS) han ayudado en este trabajo. Además, los perfiles de reflexión sísmica y las perforaciones proporcionan datos sobre la composición y la estructura de las rocas que se encuentran en profundidad.
Figura GEOEST-A Denominación de algunas unidades (formaciones) del Gran Cañón de colorado (U.s.A.).
La cartografía geológica se realiza con mucha más facilidad cuando los estratos afloran en la superficie. Estose debe a que los sedimentos suelen depositarse en capas horizontales. Si los estratos de rocas sedimentarias siguen estando horizontales, esto les dice a los geólogos que probablemente el área no ha experimentado modificaciones estructurales. Pero si los estratos están inclinados, doblados o rotos, esto indica que se produjo un período de deformación después de la deposición.
Dirección y buzamiento
Los geólogos utilizan dos medidas denominadas dirección (rumbo) y buzamiento (inclinación) para ayudar a determinar la orientación de un estrato rocoso o de una superficie de falla (Figura GEOEST-05). Conociendo la dirección y el buzamiento de las rocas en la superficie, los geólogos pueden predecir la naturaleza y la estructura de unidades rocosas y las fallas que están ocultas debajo la superficie fuera del alcance de nuestra vista,
Figura GEOEST-05 Dirección y buzamiento de un estrato rocoso.
La dirección es el ángulo entre el norte magnético y una línea obtenida mediante la intersección de un estrato inclinado, o falla, con un plano horizontal (Figura GEOEST-05). La dirección, o rumbo, se suele expresar como un valor de un ángulo en relación con el norte. Por (N 10º E) significa que la línea de dirección se dirige al este desde el norte. La dirección del estrato ilustrada en la Figura GEOEST-05 es de aproximadamente norte 75º este. (N 75" E).
El buzamiento es el ángulo de inclinación de plano geológico, como por ejemplo una falla, medida desde un plano horizontal. El buzamiento incluye ¿??? el valor del ángulo de inclinación como la dirección hacia la cual la roca está inclinada. En la Figura GEOEST-5, el ángulo de buzamiento del estrato rocoso es de 30º Una manera de visualizar el buzamiento es imaginar que el agua descenderá siempre por la superficie rocosa según una línea paralela al buzamiento. La dirección caída formará siempre un ángulo de 90º con la dirección.
En el campo, los geólogos miden la dirección (rumbo) y el buzamiento (inclinación) de las rocas sedimentaría en tantos afloramientos como sea conveniente. Esos se representan luego en un mapa topográfico o en fotografía aérea junto con una descripción codificada colores de la roca. A partir de la orientación de los estratos puede establecerse la orientación y la forma supuesta de la estructura, como se muetra en la Figura GEOEST-06. Utilizando esta información, el geólogo puede reconstruir las estructuras previas a la erosión y empezar a interpretar la historia geológica de la región.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Deformación de la corteza y Pliegues
Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formarían si se cogiera una hoja de papel por sus extremos y se fueran empujando uno hacia el otro. En la naturaleza, los pliegues aparecen en una gran variedad de tamaños y configuraciones. Algunos pliegues son amplias flexuras en las cuales unidades rocosas de centenares de metros de grosor se han doblado ligeramente. Otros, son estructuras microscópicas muy apretadas que se encuentran en las rocas metamórficas. Diferencias de tamaño aparte, la mayoría de los pliegues se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza. A veces, los pliegues se encuentran aislados, pero es mucho más frecuente que aparezcan como una serie de ondulaciones.
Para entender los pliegues y el plegamiento, debemos familiarizarnos con la terminología utilizada para nombrar las partes de un pliegue. Como se muestra en la Figura GEOEST-07, los dos lados de un pliegue se denominan flancos. Una Línea trazada a lo largo de los puntos de máxima curvatura de cada estrato se llama línea de charnela, o simplemente charnela. En algunos pliegues, como el ilustrado en la Figura GEOEST-07A, la charnela es horizontal, o paralela a la superficie. Sin embargo, en los pliegues más complejos, la charnela del pliegue está a menudo inclinada según un ángulo conocido como inmersión (Figura GEOEST-07B). Además, el plano axial es una superficie imaginaria que divide un pliegue de la manera más simétrica posible.
Figura GEOEST-06 Estableciendo la dirección y el buzamiento de los etratos sedimentarios que afloran en un mapa A., los geólogos pueden deducir la orientación de la estructura en el subsuelo B.
Figura GEOEST-07 Esquemas idealizados que ilustran las características asociadas con pliegues simétricos. El eje del pliegue en A es horizontal, mientras que el eje del pliegue en B tiene inmersión.
Tipos de pliegues
Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales (Figura GEOEST-08). Un anticlinal se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca*. La Figura GEOEST-07 es un ejemplo rle un anticlinal. Losanticlinales afloran, a veces de manera espectacular en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. Asociados a menudo con los anticlinales, se encuentran los pliegues cóncavos, o surcos, denominados sinclinales. Obsérvese en la Figura GEOEST-09 que el flanco de un . anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.
Dependiendo de su orientación, estos pliegues básicos se describen como simétricos, cuando los flancos son imágenes espectaculares el uno del otro y como asimétrico cuando no lo son. Se dice que un pliegue asimétrico esta volcado o capotado si uno de los flancos está inclinado más allá de la vertical (Figura GEOEST-08) Un pliegue volcado puede también de manera que un plano que se extendiera a través deel eje del pliegue sería en realidad horizontal. Esos pliegues tumbados (recumbentes) son comunes en algunas regiones montañosas como los Alpes.
Los pliegues no se exticnden indefinidamente; antes bien, sus extremos terminan de una manera muy parecida a corno lo hacen las arrugas en la ropa. Algunos pliegues tienen inmersión, porque el eje del pliegue penetra en el terreno (Figura GEOEST-10). Como muestra la figura, pueden tener inmersión tanto los anticlinales corno los sinclinales. En la Figura GEOEST-11 se muestra un ejemplo de un anticlinal con inmersión y el modelo que se produce cuando la erosión retira las capas superiores de la estructura y deja expuesto su interior. Nótese que la traza del pliegue de un anticlinal apunta en la dirección de su inmersión, mientras que lo contrario es cierto para un sinclinal. Un buen ejemplo de tipo de topografía que se produce cuando las fuerzas erosivas afectan a estratos sedimentarios plegados se encuentra en la provincia Valley and Ridge de los Apalaches (Véase Figura GEOEST-11).
*. Definido de una manena estricta, un anticlinal es una estructura en la cual los estratos más antiguos se encuentran en el centro. Esto se produce generalmente cuando los estratos se pliegan hacia arriba. Además:, un sinclinal se define estrictamente como una estructura en 1a cual los estratos más jóvenes se encuentran en el centro. Esto ocurre casi siempre cuando los estratos se pliegan hacia abajo.
Figura GEOEST-08 Bloque diagrama de los principales tipos de estratos plegados. Las estructuras arqueadas o convexas son anticlinales. Los pliegues cóncavos o depresiones son sinclinales. Obsérvese que el flanco de un anticlinal lo es también del sinclinal adyacente.
revisar
Figura GEOEST-09 El sinclinal (izquierda) y el anticlinal (derecha) comparten un flanco común. (Foto de E.J.Tarbuck.)
Figura GEOEST-10 Pliegues con inmersión.
A. Vista idealizada de pliegues con inmersión en los cuales se ha añadido una superficie horizontal.
B. Vista de los pliegues con inmersión como podrían aparecer después de experimentar mucha erosión.
Obsérvese que en un anticlinal con inmersión, terminación periclinal del pliegue en la dirección de inmersión, mientras que en los sinclinales con inmersión ocurre justo lo contrario.
Figura GEOEST-11 Sheep Mountain, un anticlinal con doble inmersión. Obsérvese que la erosión ha cortado los estratos sedimentarios de los flancos en pequeñas crestas en forma de que apunta a la dirección de la inmersión. (Foto de John S. Shelton.)
Es importante comprender que los resaltes no están necesariamente asociados con anticlinales, ni los valles relacionados con sinclinales. Antes bien, crestas y valles se producen por meteorización diferencial y erosión. Por
ejemplo, en la provincia Valley and Ridge, los estratos de arenisca más resistente permanecen como imponentes riscos separados por valles excavados en estratos de caliza y lutita mucho más fáciles de erosionar
Aunque hemos separado en nuestra explicación los pliegues y las fallas, en el mundo real, en general los pliegues están estrechamente ligados a las fallas. Ejemplos de esta relación estrecha son las amplias estructuras regionales denominadas monoclinales. Estrucnrras particularmente destacadas de la llanura de Colorado, los monoclinales (mono = uno; kleinen = inclinar) son grandes pliegues en forma de escalón situados en estratos sedimentarios por lo demás horizontales (Figura GEOEST-12). Estos pliegues parecen ser el resultado de la reactivación de las zonas de falla situadas en las rocas del basamento por debajo de la cobertera. Conforme los grandes bloques de roca del basamento ascendían a 1o largo de antiguas fallas, los estratos sedimentarios comparativamente dúctiles de encima respondían plegándose. En La llanura del Colorado, los monoclinales muestran una zona estrecha de estratos muy inclinados que se allanan y forman las capas superiores de las grandes áreas elevadas, como el pliegue Zuni, el pliegue Echo Cliffs y la ondulación de San Rafael (Figura GEOEST-12). El desplazamiento a lo largo de estas fallas reactivadas es a menudo superior a 1 ki1ómetro, y los mayores monoclinales muestran desplazamientos próximos a los kilómetros.
Figura GEOEST-12 Monoclinal. El monoclinal consiste en estratos sedimentarios plegados que fueron deformados por una fractura del basamento. El cabalgamiento de este diagrama se denomina cabalgamiento ciego porque no alcanza la superficie.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Domos y cubetas
Grandes elevaciones de las rocas del basamento pueden deformar la cubierta de estratos sedimentarios superiores y generar grandes pliegues. Cuando este movimiento ascendente produce una estructura circular o alargada, la estructura se denomina domo (Figura GEOEST-13A). Las estructuras descendentes que tienen una forma similar se denominan cubetas (Figura GEOEST-l3B).
Las Black Hills del oeste de Dakota del sur son un gran domo que, se cree, se formó por levantamiento. La erosión ha eliminado las porciones más elevadas de los estratos sedimentarios levantados, dejando expuestas en el centro las rocas metamórficas e ígneas más antiguas (Figura GEOEST-14). Pueden verse restos de esos estratos sedimentarios, que antiguamente fueron continuos, flanqueando el núcleo cristalino de esta cordillera montañosa. Los estratos más resistentes son fáciles de identificar porque la erosión diferencial los ha hecho aflorar como prominentes crestas denominadas hogbacks. Dado que los hogbacks pueden formarse en cualquier sitio en que los es- tratos resistentes están muy inclinados, también están asociados con otros tipos de pliegues.
Los domos pueden formarse también por intrusión de magmas (lacolitos) como se muestra en la Figura GEOEST-16. Además, la migración ascendente de formaciones salinas puede producir los domos de sal que son comunes en el Golfo de México.
En Estados Unidos existen varias grandes (Figura GEOEST-15). Las cuencas de Michigan e Illinoisestratos de pendientes muy suaves que definen una geometría cóncava. Se piensa que estas cubetas son cuenca de grandes acumulaciones de sedimentos, cuyo peso hizo que la corteza se hundiera (véase sección sobre
Figura GEOEST-13 Elevaciones y descensos suaves, de las rocas de la corteza producen domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas estructuras produce un patrón de afloramiento que es aproximadamente círcular o alargado
isostasia ). Unas pocas cubetas estructurales pueden haber sido consecuencia de impactos de asteroides gigantes.
Dado que la. grandes cubetas contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. suelen identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es exactamente el orden contrario observado en un domo, como las Black Hills, donde las rocas más antiguas aparecen en el núcleo.
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Figura GEOEST-14 Las Black Hills de Dakota del Sur, una gran estructura dómica con rocas ígneas y metamórficas resistentes aflorantes en el núcleo.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Deformación de la corteza Fallas y fracturas
Las fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable. A veces, pueden reconocerse pequeñas fallas en los taludes de las carreteras, observándose estratos sedimentarios desplazados unos pocos metros. Las fallas de esta escala normalmente aparecen como pequeñas rupturas :aisladas. Por el contrario, las grandes fallas, como la de San Andrés en California, tienen desplazamientos de centenares de kilómetros y consisten en muchas superficies falladas interconectadas. Estas zonas de falla pueden tener una anchura de varios kilómetros y a menudo son más fáciles de identificar a partir de fotografías aéreas que a nivel del sueloLos movimientos súbitos a lo largo de las fallas son la causa de la mayoría de los terremotos. Sin embargo, la gran mayoría de hs fallas son inactivas y por tanto, restos de una deformación antigua. A lo largo de las fallas, las rocas suelen romperse v pulverizarse conforme los bloques de corteza situados en los lados opuestos de una falla se rozan unos con otros. El material arcilloso débilmente coherente que resula de esta actividad se denomina salbanda d.e falla. En algunas superficies de falla, las rocas acaban muy pulidas y estriadas, o con surcos, a medida que los bloques de corteza se deslizan unos con respecto a otros. Estas superficies pulidas y estriadas, denominadas espejos de falla, proporcionan a los geólogos pruebas de la dirección del desplazamiento más reciente a lo largo de la falla. Los geólogos clasifican las fallas por sus movimientos relativos, que pueden ser predominantemente horizontales, verticales u oblicuos.
Flgura GEOEST-15. Geología del basamento de la cuenca de Michigan. Obsérvese que las rocas más jóvenes están localizadas en el centro, mientras que los estratos más antiguos flanquean esta estructura.
Fallas con desplazamiento vertical
Las fallas en las que el movimiento es fundamentalmente paralelo al buzamiento (o inclinación) de la superficie de falla se denominan fallas con desplazamiento vertical. Este tipo de movimiento puede producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla (scarpe : pendiente). Estos últimos, como el que se muestra en la Figura GEOEST-16, son producidos por desplazamientos que generan terremotos.
Se ha convertido en una práctica común denominar a la superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla el techo y a la superficie de roca inferior, el muro (Figura GEOEST-17). Esta nomenclatura surgió de los prospectores y mineros que excavaban tineles a lo largo de zonas de falla, porque son frecuentemente zonas con depósitos minerales. En esos túneles, los mineros andaban sobre las rocas situadas debajo de la zona de falla mineralizada (muro) y colgaban sus linternas en las rocas de arriba (techo).
Figura GEOEST-16 Escarpe de falla localizado cerca del monumento nacional Joshua Tree, California. (Foto de A. P. Trujillo/APTPhotos.)
Los dos tipos principales de fallas con desplazamiento vertical se denominan fallas normales y fallas inversas, Además, cuando una falla inversa tiene un ángulo de buzamiento (inclinación) menor de 45º, se denomina cabalgamiento. A continuación consideraremos estos tres tipos de falla.
Figura GEOEST-17 La roca situada inmediatamente por encima de una superficie de falla se denomina techo y la de debajo, muro, según los nombres que utilizaban los mineros que excavaron las menas a lo largo de las zonas de falla. Los mineros cuelgan sus lámparas en las rocas situadas enc¡ma de la traza de la falla (techo) y andan por las rocas situadas debajo de la traza de la falla (muro).
Fallas normales. Las fallas con desplazamiento vertical se clasifican como fallas normales cuando el bloque de techo se desplaza hacia abajo en relación con el bloque de muro (Figura GEOEST-18). La mayoría de las fallas normales tienen buzamientos de unos 60º, que tienden a disminuir con la profundidad. Sin embargo, algunas fallas con desplazamiento vertical tienen buzamientos mucho menores, aproximándose en algunos casos a la horizontal. Debido al movimiento descendente del techo, las fallas normales acomodan el alargamiento, o la extensión, de la corteza.
La mayoría de las fallas normales son pequeñas, con desplazamientos más o menos de un metro. Pero hay algunas que se extienden decenas de kilómetros, dibujando sinuosamente el límite de un frente montañoso. En el oeste de Estados Unidos, las fallas normales a gran escala como éstas se asocian con estructuras denominadas montañas limitadas por fallas.
Figura GEOEST-18 Bloques diagrama que ilustran una falla normal
A. Estratos rocosos antes de la falla
B. Movimiento relativo de los bloques desplazados. El desplazamiento puede continuar formando
un relieve montañoso limitado por fallas a lo largo de millones de años y que representa muchos episodios de fracturación espaciados en el tiempo.
C. Cómo puede la erosión modificar el bloque levantado.
D. Finalmente el período de deformación acaba y la erosión se convierte en el proceso geológico dominante.
Son ejemplos de montañas limitadas por fallas la cordillera Teton de Wyoming y Sierra Nevada de California. Ambas están falladas a lo largo de sus flancos orientales, que se fueron levantando a medida que los bloques se inclinaban hacia abajo en dirección oeste. Estos escarpados frentes montañosos se produjeron a 1o largo de un período de 5 a 10 millones de años por medio de muchos episodios, irregularmente espaciados, de formación de fallas. Cada acontecimiento fue responsable de an sólo unos pocos metros de desplazamiento.
Otros ejemplos excelentes de montañas limitadas por fallas se encuentran en la provincia Basin and Range, una región que abarca Nevada y zonas de los estados circundantes (Figura GEOEST-19). En esta región, la corteza se ha alargado y se ha roto para crear más de 200 alineaciones montañosas relativamente pequeñas. Con una media de alrededor de 80 kilómetros de longitud, las cordilleras se elevan de 900 a 1.500 metros por encima de las cuencas adyacentes, constituidas por bloques hundidos.
La topografía de la provincia Basin and Range ha sido generada por un sistema de fallas normales con un rumbo aproximado norte-sur. Los movimientos a lo largo de estas fallas han producido bloques de falla elevados alternos y denominados horst y bloques hundidos llamados graben (Graben : zanja). Los horst generan cordilleras elevadas, mientras que los grabens forman muchas cuencas. Como se ilustra en la Figura GEOEST-19, las estructuras llamadas fosas tectónicas asimétricas, que son bloques de falla inclinados, también contribuyen a la alternancia de altos y bajos topográficos en la provincia Basin and Range. Los horst y los extremos superiores de los bloques inclinados de la falla son la fuente de los sedimentos que se han acumulado en las cuencas que fueron creadas por los graben y los extremos inferiores de los bloques inclinados.
Obsérvese, en la Figura 10.19, que las pendientes de las fallas normales de la provincia Basin and Range disminuyen con la profundidad y finalmente se juntan para formar una falla casi horizontal denominada falla de despegue (detachment). Estas fallas se extienden durante cientos de kilómetros por debajo de la superficie, donde
constituyen un límite importante entre las rocas situadas debajo, que exhiben deformación dúctil, y las rocas situadas encima, que muestran deformación frágil.
Las fallas con desplazamiento vertical son también predominantes en los centros de expansión, donde se produce la divergencia entre las placas tectónicas. En estos puntos, un bloque central (graben o fosa tectónica) está limitado por fallas normales y se hunde cuando las placas se separ¿n. Los graben definen un valle alargado limitado por dos bloques de falla elevados (horst).
El valle del Rift de A{iica oriental está compuesto por varias fosas grandes tectónicas, limitadas por horst inclinados que producen una topografía montañosa lineal. Este valle, de casi 6000 kilómetros de longitud, con- tiene los yacimientos de algunos de los fósiles humanos más antiguos. Ejemplos de valles de Rift inactivos son el valle del Rin, en Alemania, y las fosas tectónicas del Triásico del este de Estados Unidos. Sistemas aún mayores de fallas con desplazamiento vertical inactivas son los márgenes continentales, como las costas orientales del continente americano y las costas occidentales de Europa y .África
Figura GEOEST-19 Fracturación normal dela provincia Basin and Range. Aquí los esfuerzos tensionales han alarqado y fracturado la corteza en numerosos bloques. El movimiento a lo largo de esas fracturas ha inclinado los bloques produciendo alineaciones montañosas paralelas denominadas montañas limitadas por fallas. Los bloques hundidos (grabens) forman cuencas, mientras que los bloques elevados (horst) se erosionan y originan una topografía montañosa accidentada. Además, numerosos bloques incl¡nados (fosas tectónicas asimétricas) dan lugar a cuencas y montañas.
El movimiento de las fallas proporciona a los geólogos un método de determinación de la naturaleza de las fuerzas que actúan en el interior de la Tierra. Las fallas normales indican la existencia de esfuerzos tensionales que separan la corteza. Esa puede llevarse a cabo o bien por levantamiento, que hace que la superficie se estire y rompa, o bien mediante fuerzas horizontales opuestas.
Fallas inversas y cabalgamientos. Las fallas inversas y los cabalgamientos son fallas con desplazamiento vertical en las cuales el bloque de techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque de muro (Figura GEOEST-20). Recordemos que las fallas inversas tienen buzamientos superiores a 45º y que los cabalgamientos tienen buzamientos inferiores a 45º. Dado que el bloque de techo se mueve hacia arriba y sobre el bloque de muro, las fallas inversas y los cabalgamientos refleja un acortamiento de la corteza.
Las fallas inversas de alto ángulo suelen ser pequeñas y acomodan desplazamientos locales en regiones dominadas por otros tipos de fallas. Los cabalgamientos, por otro lado, existen a todas las escalas. Los cabalgamientos pequeños exhiben desplazamientos que oscilan entre milímetros y unos pocos metros. Algunos grandes cabalgamientos tienen desplazamientos del orden de decenas a centenares de kilómetros. Mientras que las fallas normales aparecen en entornos tensionales, los cabalgamientos son resultado de fuertes esfuerzos compresivos. En esos ambientes, los bloques de la corteza se desplazan uno áa cia el otro, moviéndose el techo hacia arriba con respecto al muro. La formación de cabalgamientos es más pronunciada en las zonas de subducción y otros bordes convergentes, donde las placas están colisionando. Las fuerzas compresivas producen generalmente pliegues además de fallas y provocan un engrosamiento y acortamiento del material implicado.
Figura GEOEST-20 Bloque diagrama que muestra el movimiento relativo a lo largo de una falla inversa.
En regiones montañosas, como los Alpes, las Rocosas septentrionales, el Himalaya y los Apalaches,los cabalgamientos han desplazado los estratos hasta 50 kilómetros sobre las unidades de roca adyacentes. El resultado de este movimiento a gran escala es que los estratos más antiguos se superponen sobre las rocas más jóvenes. Un lugar clásico de cabalgamientos es el Parque Nacional Glacier Figura GEOEST-20). En é1, los picos montañosos que proporcionan el aspecto majestuoso al parque han sido esculpidos en rocas precámbricas que fueron desplazadas sobre estratos cretácicos mucho más jóvenes. En el borde oriental del Parque Nacional Glacier hay un pico solitario denominado Chief Mountain. Esta est¡uctura es un resto aislado de una lámina de cabalgamiento que fue dividida por las fuerzas erosivas del hielo glacial y las aguas superficiales. Un bloque aislado se denomina klippe (Kipple : acantilado) .
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Fallas de desplazamiento horizontal
Las fallas en las que el desplazamiento dominante es horizontal y paralelo a la dirección de la superficie de la falla, se denominan fallas de desplazamiento horizontal o desgarres. Debido a su gran tamaño y a su naturaleza lineal, muchas fallas de desplazamiento horizontal tienen una traza que es visible a lo largo de una gran distancia. En vez de una fractura única a lo largo de la cual tiene lugar el movimiento, las fallas de desplazamiento horizontal consisten en una zona de fracturas aproximadamente paralelas, cuya anchura puede ser superior a varios kilómetros. El movimiento más reciente, sin embargo, suele producirse a lo largo de una banda de tan sólo unos pocos metros de ancho que puede cortar estructuras como los cauces de los ríos (Figura GEOEST-22). Además, las rocas trituradas y rotas producidas durante la formación de la falla son erosionadas con más facilidad, produciendo, a menudo, valles lineales o depresiones que marcan la ubicación de estas fallas transcurrentes.
Figura GEOEST-21 Desarrollo idealizado del manto de cabalgamiento Lewis.
A. Entorno geológico antes de la deformación.
B, C. El movimiento a gran escala a lo largo de un cabalgamiento desplazó rocas precámbricas sobre estratos cretácicos en la región del parque Nacjonal Glacier
D. La erosión por el hielo glacial y el agua superficial produjo la segmentación del cabalgamiento originando un paisaje majestuoso y aisló un resto del cabalgamiento denominado Chief Mountain.
Figura GEOEST-22 Bloque diagrama que ilustra las estructuras asociadas con las fallas con desplazamiento horizontal. Obsérvese cómo los cauces de las corrientes han sido desplazados por el movimiento de la falla.
Las fallas de este diagrama son fallas con movimiento horizontal dextral. (Modificado según R. L. Wesson y colaboradores.)
Los primeros registros científicos de fallas de deslizamiento horizontal se debieron al seguimiento de zonas de ruptura superficial que habían producido intensos terremotos. Uno de los más notorios fue el gran terremoto de San Francisco de 1906. Durante este gran terremoto, se desplazaron hasta 4,7 metros las estructuras que se habían construido a través de la falla de San Andrés, por ejemplo, las vallas. Dado que el movimiento del bloque de corteza
del lado opuesto de la falla fue a la derecha, según se mira hacia la falla, se denomina falla direccional con movimiento dextral. La falla Great Glen de Escocia es un ejemplo bien conocido de falla de dirección sinestral con un sentido de desplazamiento opuesto. Se ha calculado que el desplazamiento total a lo largo de la falla Great Glen supera los 100 kilómetros. También asociados con esta falla hay numerosos lagos, entre ellos el lago Ness, el hogar del legendario monstruo.
Muchas grandes fallas de desplazamiento horizontal atraviesan la litosfera y acomodan el movimiento entre dos grandes placas de corteza. Recordemos que este tipo especial de falla direccional se denomina falla transformante (trans : a través; forma : forma). Numerosas fallas transformantes cortan la litosfera oceánica y conectan las dorsales oceánicas. Otras acomodan el desplazamiento entre placas continentales que se mueven en sentido horizontal una con respecto a la otra. Una de las fallas transfonnantes mejor conocida es la falla San Andrés, en California (véase Recuadro GEOEST-02). A esta falla de límite de placas puede seguírsele el trazado durante unos 950 kilómetros desde el golfo de California hasta un punto situado a lo largo de la costa norte de San Francisco, donde desaparece en el mar. Desde su formación, hace unos 29 millones de años, el desplazamiento a lo largo de la falla de San Andrés ha superado los 560 kilómetros. Este movimiento ha acomodado el desplazamiento hacia el norte del suroeste californiano y la Península de Baja California en relación con el resto de Norteamérica.
Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 Edicion – Una Introducción a la Geología Física. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".
Diaclasas
Entre las estructuras más comunes se cuentan diaclasas. A diferencia de las fallas, las diaclasas son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido desplazamiento apreciable. Aunque algunas diaclasas tienen una orientación aleatoria, la mayoría se produce en grupos aproximadamente paralelos.
Ya hemos considerado dos tipos de diaclasas. Antes vimos qu las diaclasas columnares se forman cuando las rocas ígneas se enfrían y se desarrollan fracturas de retracción que producen columnas alargadas en forma de pilares. También recordemos que el lajeamiento produce un modelo de diaclasas suavemente curvadas que se desarrollan más o menos en paralelo a la superficie de los grandes cuerpos ígneos, como los batolitos. En estos casos, la
formación de diaclasas es consecuencia de la expansión gradual que se produce cuando la erosión elimina la carga suprayacente. En contraste con las situaciones que acabamos de describir, la mayoría de las diaclasas se produce cuando se deforman las rocas de la corteza más externa. En estas zonas, los esfuerzos tensionales y de cizalla asociados con los
movimientos de la corteza hacen que las rocas se rompan frágilmente. Por ejemplo, cuando se produce plegamiento, las rocas situadas en los ejes de los pliegues se estiran y se separan creándose diaclasas tensionales. También pueden desarrollarse gran cantidad de diaclasas en respuesta a levantamientos y hundimientos regionales de la corteza relativamente sutiles y, a menudo, apenas perceptibles. En muchos casos, la causa de formación de diaclasas en una zona particular no es fácil de apreciar.
Muchas rocas están rotas por dos o incluso tres tipos de diaclasas que se intersectan, lo que fragmenta las rocas en numerosos bloques de formas regulares. Estos conjuntos de diaclasas ejercen a menudo una fuerte influencia sobre otros procesos geológicos. Por eiemplo, la meteorización química tiende a concentrarse a lo largo de diaclasas y, en muchas áreas, el movimiento del agua subterránea y, por tanto, la disolución de las rocas solubles están controlados por el modelo de las diaclasas (Figura GEOEST-23). Además, un sistema de diaclasas puede influir en la dirección que siguen los cursos de las corrientes de agua.
Figura GEOEST-23 La meteorización química se intensifica a lo largo de las diaclasas en las rocas graníticas de la parte superior del domo Lembert, Parque Nacional Yosemite. (toto de E. J. Tarbuck.)
Las diaclasas también pueden ser significativas desde un punto de vista económico. Algunos de los depósitos minerales mayores y más importantes del mundo se encuentran a lo largo de sistemas de diaclasas. Las soluciones hidrotermales, que son básicamente fluidos mineralizados, pueden migrar a través de las rocas fracturadas y precipitar cantidades económicamente importantes de cobre. Plata, oro, . cinc, plomo y uranio.
LOS SISMOS
Consideramos sismos a los temblores o terremotos que se presentan con movimientos vibratorios, rápidos y violentos de la superficie terrestre, provocados por perturbaciones en el interior de la Tierra (choque de placas tectónicas). La diferencia entre temblores y terremotos está dada por la intensidad del movimiento sísmico, siendo el más peligroso el terremoto, pues su efecto destructivo puede ser fatal.
¿Por qué se producen?
La mayoría de los sismos se explican por la ocurrencia de ondas sísmicas u ondas de choque, generadas por disturbios en la corteza terrestre.
Los sismos son uno de los fenómenos naturales que no están relacionados con las condiciones climáticas,
En el caso de sismos muy severos, su magnitud destructora puede ser capaz de provocar un gran daño en un breve lapso. La mayoría de las víctimas mueren o quedan heridas por la caída de escombros, mientras que otras perecen por incendios o inundaciones que a menudo acompañan los terremotos.
La mayoría de los sismos se explican por la ocurrencia de ondas sísmicas u ondas de choque, generadas por disturbios en la corteza terrestre.
Los sismos son uno de los fenómenos naturales que no están relacionados con las condiciones climáticas,
En el caso de sismos muy severos, su magnitud destructora puede ser capaz de provocar un gran daño en un breve lapso. La mayoría de las víctimas mueren o quedan heridas por la caída de escombros, mientras que otras perecen por incendios o inundaciones que a menudo acompañan los terremotos.
Escriba tres medidas a tomar ante los efectos de los sismos
Mantenga escrito el plan de emergencia y colóquelo en un lugar visible. Sepa dónde están localizadas las llaves del agua, del gas y la palanca de la caja de electricidad para cerrarlas en caso de una emergencia. Fije bien a las paredes los estantes, cuadros, espejos o cualquier objeto pesado.
¿Para qué sirve la escala de Richter?
Sirve para medir la magnitud de la energía liberada por el sismo. Hasta la fecha, los mayores sismos que se han registrado están en el rango de 9 grados.
Sirve para medir la magnitud de la energía liberada por el sismo. Hasta la fecha, los mayores sismos que se han registrado están en el rango de 9 grados.
¿Para qué sirve la escala de Mercalli?
Sirve para medir la intensidad de un terremoto, o sea, los efectos o daños que causa un sismo en una determinada zona geográfica o población. La escala es de 1 a 12.
Sirve para medir la intensidad de un terremoto, o sea, los efectos o daños que causa un sismo en una determinada zona geográfica o población. La escala es de 1 a 12.
(Se expresa en números árabes)
Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico.
Es una escala que crece en forma potencial o semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento diez o más veces mayor de la magnitud de las ondas (vibración de la tierra), pero la energía liberada aumenta 32 veces. Una magnitud 4 no es el doble de 2, sino que 100 veces mayor.
(El Doctor en física de la Universidad de Barcelona, Sr. Josep Vila, nos aporta que entre magnitud 2 y magnitud 4, lo que aumenta 100 veces sería la amplitud de las ondas y no la energía. La energía aumentaría un factor 33 cada grado de magnitud, con lo cual sería 1000 veces cada dos unidades)
| Menos de 3.5 | Generalmente no se siente, pero es registrado |
| 3.5 - 5.4 | A menudo se siente, pero sólo causa daños menores |
| Ocasiona daños ligeros a edificios | |
| Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas. | |
| Terremoto mayor. Causa graves daños | |
| Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas. |
salvo el dado por la energía total acumulada en cada placa, lo que sería una limitación
de la Tierra y no de la Escala)
| El gran mérito del Dr. Charles F. Richter (del California Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de "calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía. |
Intensidad en Escala de Mercalli
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman)
Se expresa en números romanos.
| Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una sola)y dependerá de a)La energía del terremoto, b)La distancia de la falla donde se produjo el terremoto, c)La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblícua, perpendicular, etc,) d)Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la Intensidad y, lo más importante, e)Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto. Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo. |
| Grado I | Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables. |
| Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar. | |
| Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable | |
| Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente. | |
| Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables . Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo. | |
| Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros. | |
| Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento. | |
| Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en la personas que guían vehículos motorizados. | |
| Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen. | |
| Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes. | |
| Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas. | |
| Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba. |
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