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Geodinámica interna parte 2 - Monografía



 
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4.2.4.Conclusión



Las fallas son, por tanto, unos accidentes de gran importancia, a los cuales la corteza terrestre debe un determinado número de sus aspectos más notables; el hecho es neto en las regiones fuera de los cinturones orogénicos, como en el África Oriental o en las dorsales centro-oceánicas. Pero no lo es menos en los cinturones orogénicos donde la complicación de las estructuras anteriores no debe ocultar el hecho esencial de que el relieve actual debe sus rasgos más destacados a unos conjuntos de fallas. Por ejemplo teniendo en cuenta el hundimiento de la llanura del Po en el que se acumulan hasta 6000 m de terrenos pliocuaternarios y el levantamiento de los Alpes hasta más de 4000 m, se ve que hay sistemas de fallas pliocuaternarias de varios kilómetros, de desplazamiento vertical, entre éstas y aquélla…
Estas observaciones ponen en su lugar relativo las otras estructuras tectónicas a las que, tradicionalmente, se presta más atención.

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Este es un ejemplo de un conjunto de fallas en California en la que se notan los tumbamientos y los cabalgamientos.

4.3.- Placas. Deriva Continental



Tectónica de placas, teoría de tectónica global (deformaciones estructurales geológicas) que ha servido de paradigma en la geología moderna, para la comprensión de la estructura, historia y dinámica de la corteza de la Tierra. La teoría se basa en la observación de que la corteza terrestre sólida está dividida en unas veinte placas semirrígidas. Las fronteras entre estas placas son zonas con actividad tectónica donde tienden a producirse sismos y erupciones volcánicas.

4.3.1.Origen


Aunque la revolución de la tectónica de placas en el pensamiento geológico ha ocurrido hace poco (en las décadas de 1960 y de 1970), las raíces de la teoría fueron establecidas por observaciones y deducciones anteriores. En uno de estos descubrimientos, James Hall, geólogo neoyorquino, observó que los sedimentos acumulados en cordilleras montañosas son al menos diez veces más gruesos que los del interior continental de la Tierra. Este hecho estableció las bases de la teoría geosinclinal posterior que afirma que la corteza continental crece por acumulaciones progresivas originadas como geosinclinales antiguos y plegados, endurecidos y consolidados en placas. Esta teoría quedó bien establecida en el siglo XX. Otro descubrimiento del siglo XIX fue la existencia de una dorsal en medio del océano Atlántico; hacia la década de 1920, los científicos llegaron a la conclusión que esta dorsal se extendía dando casi una vuelta completa a la Tierra.

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En el periodo entre 1908 y 1912, las teorías de la deriva continental fueron propuestas por el geólogo y meteorólogo alemán Alfred Wegener y otros, que descubrieron que las placas continentales se rompen, se separan y chocan unas con otras. Estas colisiones deforman los sedimentos geosinclinales creando las cordilleras de montañas futuras. Los trabajos geofísicos sobre la densidad de la Tierra y las observaciones de los petrólogos habían mostrado con anterioridad que la corteza terrestre se compone de dos materiales bien distintos: el sima, formado por silicio y magnesio, por lo general basáltica y característica de la corteza oceánica; y el sial, de silicio y aluminio, por lo general granítica y característica de la corteza continental. Wegener creía que las placas continentales siálicas se deslizaban sobre la corteza oceánica simática como hacen los icebergs en el océano. Este razonamiento era falaz, porque la temperatura de fusión del sima es mayor que la del sial. Después los geólogos descubrieron la llamada astenosfera, capa semisólida, situada en el manto terrestre debajo de la corteza, a profundidades entre 50 y 150 km. Primero se conjeturó y luego se demostró sísmicamente que era un material plástico que podía fluir despacio.

Uno de los argumentos más fuertes de Wegener para justificar la deriva continental era que los bordes de los continentes tenían formas que encajaban. Para defender su teoría, indicó que las formaciones rocosas de ambos lados del océano Atlántico -en Brasil y en África occidental- coinciden en edad, tipo y estructura. Además, con frecuencia contienen fósiles de criaturas terrestres que no podrían haber nadado de un continente al otro. Estos argumentos paleontológicos estaban entre los más convincentes para muchos especialistas, pero no impresionaban a otros (en su mayor parte geofísicos).
Los mejores ejemplos dados por Wegener de las fronteras continentales hendidas, como se ha mencionado, estaban en ambos lados del océano Atlántico. De hecho, Sir Edward Bullard probó el encaje preciso mediante una computadora y presentó sus resultados a la Sociedad Real de Londres: el ajuste era perfecto. El error medio de estos límites es menor de un grado. Sin embargo, a lo largo de otras márgenes oceánicas, no se encuentra una complementariedad similar: por ejemplo, en el cinturón que circunvala el Pacífico o en el sector de Myanmar (Birmania) e Indonesia del océano Índico. Estos puntos de discrepancia subrayan una característica de los bordes continentales señalada por el famoso geólogo vienés Eduard Suess, hacia 1880. Reconoció un ‘tipo atlántico’ de margen, identificado por el truncado abrupto de antiguas cadenas montañosas y por estructuras hendidas, y un ‘tipo pacífico’, marcado por montañas dispuestas en cordilleras paralelas, por líneas de volcanes y por terremotos frecuentes. Para muchos geólogos, las costas de tipo pacífico parecen estar localizadas donde los geosinclinales se deforman y se elevan para formar montañas.

4.3.2.Expansión del fondo marino



En la década de 1920, el estudio de los lechos marinos progresó cuando el sonar, dispositivo de sondeo con eco, fue modificado para medir las profundidades oceánicas.

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Con un sonar se podía medir la topografía submarina y establecer su cartografía. Más tarde, los geofísicos adaptaron los magnetómetros aéreos para poder medir variaciones de intensidad y orientación geomagnética. Las travesías de los magnetómetros transportados en barcos por las dorsales oceánicas mostraron que las rocas de un lado de la dorsal producían un motivo reflejado del de las rocas del otro lado. Los métodos de datación aplicados a las rocas corticales basálticas del lecho marino mostraron que la materia más cercana a la dorsal era mucho más joven que la lejana (de hecho, era relativamente reciente). Además, no se encontraron capas de sedimentos marinos en la cumbre de la dorsal, pero aparecían a cada lado, otras más antiguas y gruesas a mayor distancia. Estas observaciones, añadidas a las del gran flujo de calor, hicieron pensar que la dorsal es el lugar donde se crea la corteza oceánica nueva; el material llega por corrientes de convección de lava caliente, pero se enfría y solidifica con rapidez al contacto con el agua fría del fondo oceánico. Para dejar sitio a esta suma continua de nueva corteza, las placas deben separarse lenta pero de forma constante. En el Atlántico norte, la velocidad de separación es de sólo 1 cm al año, mientras que en el Pacífico es de más de 4 cm al año. Estos movimientos relativamente lentos, impulsados por corrientes de convección térmicas originadas en las profundidades del manto terrestre, son los que han generado, en el curso de millones de años, el fenómeno de la llamada deriva continental.

En la década de 1960, los datos detallados del suelo oceánico fueron agrupados e incorporados en mapas fisiográficos donde el relieve submarino fue representado por científicos del Observatorio Geológico Lamont en la Universidad de Columbia. Se dieron cuenta de que la cresta de las dorsales oceánicas tiene la forma de una rendija, o grieta, de unos pocos kilómetros de ancho, situada en el centro de la dorsal. También descubrieron que en el mar Rojo la dorsal penetra en el continente africano para convertirse en el famoso valle del Rift, que llega desde el valle del Jordán y el mar Muerto, pasando por el mar Rojo, a Etiopía y al este de África. Resulta evidente que la dorsal marca una división en la corteza terrestre como lo hace en la oceánica.

Los nuevos mapas fisiográficos del fondo del océano también revelan, por primera vez, que las crestas de las dorsales tienen muchas grietas, llamadas zonas de fractura. Estas grietas señalan la dirección de las fallas de transformación (lo que se llama ‘deslizamiento según el rumbo’) que se han desarrollado para compensar las tensiones generadas por velocidades distintas de expansión del suelo marino. Aunque la mayoría de estas fallas están ocultas bajo el océano, una de ellas, la falla de San Andrés conocida por su propensión a los terremotos, emerge del océano Pacífico, cerca de San Francisco, en California y atraviesa cientos de kilómetros de tierra.

4.3.3.Arcos volcánicos y subducción


Ya en la década de 1930, sismólogos estadounidenses descubrieron problemas dinámicos particulares de las costas de tipo pacífico. Mostraron que hay terremotos asociados a estas zonas en puntos de baja profundidad en el lado exterior (u oceánico) de los arcos de islas volcánicas, pero que la profundidad de las sacudidas crece hasta alcanzar un máximo de 700 km a una distancia de 700 km hacia tierra desde el frente del arco. Analizando con detalle un caso particular, el geólogo estadounidense Hugo Benioff concluyó que esta geometría representa un plano de falla que se extiende a través de la corteza hasta el manto superior, inclinado hacia abajo con un ángulo de unos 45°. En 1906, se propuso la existencia de una estructura similar, la parte sur de los Alpes penetrando bajo su parte norte. En la década de 1950 se llamó a este proceso subducción.

Se ha probado la existencia de planos de subducción similares a lo largo de casi todas las costas de tipo pacífico (donde no se han encontrado hay pruebas geológicas que muestran que antes había, pero que ahora están inactivas). Muchas de estas zonas revelan un sistema de fallas mayor que corre paralelo al sistema montañoso general. A lo largo de intervalos muy prolongados, el movimiento de una falla pasa de gradual a abrupto y se puede producir un desplazamiento de entre 1 y 5 m en un único terremoto. Fallas así se han encontrado en Chile, Alaska, Japón, Taiwan, Filipinas, Nueva Zelanda y Sumatra.Durante la subducción, la corteza oceánica penetra en el manto y se funde. Al reciclarse de forma continua, no hay zonas de la corteza moderna de los océanos que tengan más de 200 millones de años de antigüedad. Los bloques corticales se mueven y chocan constantemente cuando son transportados por las distintas placas.

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Una consecuencia importante de la fusión de la corteza oceánica subducida es la producción de magma nuevo. Cuando la corteza se funde, el magma que se forma asciende desde el plano de subducción, en el interior del manto, para hacer erupción en la superficie terrestre. Las erupciones de magma fundido por subducción han creado cadenas largas y arqueadas de islas volcánicas, como Japón, Filipinas y las Aleutianas. Allí donde una placa tectónica oceánica es subducida bajo corteza continental, el magma producido hace erupción en los volcanes situados a lo largo de cadenas montañosas lineales, conocidas como cordilleras, hasta una distancia de unos 100 km tierra adentro desde la zona de subducción (esta zona se sitúa a lo largo de una zanja submarina situada a cierta distancia del continente). Además de crear y alimentar volcanes continentales, la fusión de la corteza oceánica subducida es responsable de la formación de algunos tipos de yacimientos de minerales metálicos valiosos.

4.3.4.Teoría integrada de la tectónica de placas



Con todos estos conocimientos sobre la expansión del fondo marino y sobre las zonas de subducción, lo que quedaba era combinarlos en un sistema integrado de geodinámica. En la década de 1950, el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson demostró la continuidad global de las zonas de subducción, bastante parecida a los pespuntes de una pelota de fútbol. El geólogo estadounidense Harry Hammond Hess señaló que, si el fondo oceánico se separaba en un lado del globo, debía producirse subducción en el otro; si no, el tamaño de la Tierra aumentaría sin parar. Xavier LePichon, estudiante francés de sismología en Lamont, estudió la geometría de las placas a partir de datos sísmicos y el geofísico estadounidense Robert Sinclair Dietz tomó las pruebas de Wegener sobre la deriva continental y reconstruyó las posiciones de los continentes y de las placas continentales en fases sucesivas desde la actualidad hasta hace unos 200 millones de años. Desde entonces, la teoría de la tectónica de placas ha sido debatida, probada y extendida; se ha convertido en un nuevo paradigma y en el centro de la controversia de las ciencias geológicas.

4.3.5.Deriva Continental: Fases



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5.- Volcanes.



5.1.-¿ Qué es un Volcán?



Un volcán es una fisura en la corteza terrestre por donde sale la materia volcánica, el magma, que es roca fundida formada en su interior. Los volcanes toman generalmente forma de cerro, cono o montaña, por la acumulación de capas de lava y cenizas alrededor de la abertura. En la cima del cono hay una chimenea cóncava llamada cráter. El cono se forma por la deposición de materia fundida y sólida que fluye a través de la chimenea desde el interior de la Tierra. La ceniza emitida por los volcanes está formada por fragmentos de roca del tamaño de la arena y la gravilla, que se pulverizan durante las explosiones volcánicas.

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La mayoría de los volcanes son estructuras compuestas, formadas en parte por corrientes de lava y materia fragmentada. En erupciones sucesivas, la materia sólida cae alrededor de la chimenea en las laderas del cono, mientras que corrientes de lava salen de la chimenea y de fisuras en los lados del cono. Así, el cono crece con capas de materia fragmentada y con corrientes de lava, todas inclinadas hacia el exterior de la chimenea.

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Algunas cuencas enormes, parecidas a cráteres, llamadas calderas y situadas en la cumbre de volcanes extintos o inactivos desde hace mucho tiempo, son ocupadas por lagos profundos, o por llanuras planas. Ciertas calderas son resultado de explosiones cataclísmicas que destruyen el volcán en erupción. Otras se forman cuando la cámara subterránea de magma, vacía tras erupciones sucesivas, no puede soportar más el peso de la mole volcánica situada encima y se derrumba. Muchos volcanes nacen bajo el agua, en el fondo marino.
Los volcanes se llaman inactivos cuando han estado miles de años sin actividad o han hecho erupción una única vez; y activos cuando tienen etapas de actividad interrumpidas por lapsos de reposo variables.
El estudio de los volcanes y de los fenómenos volcánicos se llama vulcanología.

5.2.- Estados de actividad volcánica



Algunos volcanes son mucho más activos que otros. Se puede decir que algunos se encuentran en estado de erupción permanente, al menos en el presente geológico. El Izalco, en El Salvador, ha permanecido activo desde su primera erupción en 1770.
Otros volcanes activos de forma constante se encuentran en una cadena, llamada Cinturón o Anillo de Fuego, que rodea el océano Pacífico. Otra cordillera volcánica se extiende a lo largo de más de 1.000 km desde Guatemala hasta Panamá, con unos 80 volcanes; los que están en actividad sobrepasan la treintena.
Muchos otros volcanes permanecen en un estado de actividad moderada durante periodos más o menos largos y después se quedan en reposo, o dormidos, durante meses o años. El Atitlán, en Guatemala, estuvo activo unos 300 años antes de 1843; desde entonces está inactivo. La erupción que sucede a un periodo de latencia prolongado suele ser violenta, y puede producirse despues de muchos años de inactividad. La erupción del monte Pinatubo, en Filipinas, durante el mes de junio de 1991 llegó después de seis siglos de latencia.
La amenaza para todas las formas de vida que representan los volcanes activos no se reduce a la erupción de roca fundida o a la lluvia de cenizas y brasas. Las corrientes de lodo son también un peligro serio. Se estima que una de ellas, desencadenada en 1985 por la erupción que fundió hielo y nieve en el volcán Nevado del Ruiz en Colombia produjo más de 25.000 muertos.

5.3.- Tipos de Volcanes.



El carácter esencial de un volcán consiste en un conducto volcánico central. La forma y el perfil de los detritos acumulados alrededor del conducto central están influidos en sumo grado por el tipo de erupción.

Se pueden clasificar en



- Los conos basálticos son raros, y probablemente sean más bien bajos debido a la gran fluidez de la lava basáltica. Ejemplos de este tipo de volcán son el Rangitoto, en Nueva Zelandia y el Skajaldbreit, en Islandia.
- Los volcanes en escudo o domos basálticos se forman donde la lava basáltica es expelida en forma fluida y, aunque pueden lograr gran altura, tienen bases tan amplias que no les corresponde adecuadamente la denominación de conos.
- Los volcanes hawaianos son ejemplos excelentes de volcanes en escudo. La gran pila de material volcánico que se eleva 9144 m por arriba del fondo oceánico para formar las islas Hawaii, es un complejo de escudos volcánicos uno arriba del otro, con el Mauna Loa como el último que se ha formado. En este tipo de volcanes es común la expulsión lateral de lava a través de fisuras radiales, aunque en las primeras etapas de su desarrollo la mayor parte de la erupción se produce por orificios centrales.
- Los conos de ceniza se forman donde las erupciones son de tipo explosivo con predominio de materiales piroclásticos. El crecimiento de un cono de ceniza comienza alrededor del cráter con un anillo circundante de detritos piroclásticos compuestos de ceniza, lapilli y materiales más gruesos. Esto se denomina anillo de toba, particularmente cuando está compuesto de materiales de tamaño fino. Los conos de ceniza raramente logran alturas superiores a los mil metros. Un ejemplo de este tipo de volcanes es el anillo de toba de Koko Head, en la isla Oaku, Hawaii.
- Los volcanes compuestos o estratovolcán poseen un estructura que atestigua períodos alternantes de erupciones explosivas y erupciones tranquilas. Muestran una estratificación grosera producida por la alternancia de mantos de lava y de material piroclástico.

La lava intrusada en fisuras se solidifica formando diques; si ha sido inyectada entre capas de materiales fragmentarios de eyección, constituye filones capa. Las corrientes de lava aisladas que salen del cráter o por fisuras laterales pueden formar extensiones semejantes a lenguas y se denominan coladas.
La mayoría de los grandes volcanes del mundo son compuestos. Ejemplos de estos son el Vesubio en Italia, el Llaima y Villarrica en Chile, el Cotopaxi en Ecuador y el Fujiyama en Japón.

5.4.- Erupción



En una erupción violenta de un volcán la lava está muy cargada de vapor y de otros gases, como dióxido de carbono, hidrógeno, monóxido de carbono y dióxido de azufre, que se escapan de la superficie con explosiones violentas y que ascienden formando una nube turbia.

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Estas nubes descargan, muchas veces, lluvias copiosas. Porciones grandes y pequeñas de lava son expelidas hacia el exterior, y forman una fuente ardiente de gotas y fragmentos clasificados como bombas, brasas, cenizas, según sus tamaños y formas. Estos objetos o partículas se precipitan sobre las laderas externas del cono o sobre el interior del cráter, de donde vuelven a ser expulsadas una y otra vez.
También pueden aparecer relámpagos en las nubes, en especial si están muy cargadas de partículas de polvo.
El magma asciende por la chimenea y fluye convertido en lava sobre el borde del cráter, o rezuma, como una masa pastosa, a través de una fisura en la ladera del cono. Esto puede señalar lo que ha sido llamado ‘crisis’ o punto crucial de la erupción; después de la expulsión final de materia fragmentada, el volcán puede volver al estado de latencia.

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La enorme cantidad de energía liberada durante una erupción explosiva se puede evaluar en función de la altura hasta la que se proyectan las rocas y las cenizas. Hay informes que señalan que las cenizas del Krakatoa, en Indonesia, fueron arrastradas hasta una altura de 27 km cuando el volcán hizo erupción en 1883. Las nubes de vapor y polvo así producidas pueden tener efectos atmosféricos y climáticos duraderos. Por ejemplo, los científicos han intentado asociar las nubes de polvo que circundaron el globo emitidas durante la explosión, en 1982, del volcán mexicano de El Chichón, relativamente pequeño, con la destrucción extensa causada por la perturbación de la corriente del Niño en 1982 y 1983. La explosión de Krakatoa destruyó la mayor parte de esta isla formada por el volcán.

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5.5.- Fase de enfriamiento.


Durante un largo periodo después de que haya cesado la erupción de lava o de materia fragmentada, un volcán continúa emitiendo gases ácidos y vapor en lo que se llama estado fumarólico. Después de esta fase surgen del volcán manantiales calientes. Un ejemplo de este tipo de actividad puede verse en los géiseres del Parque nacional de Yellowstone en Wyoming y en las fuentes calientes de la isla Norte de Nueva Zelanda. Con el tiempo, los últimos rastros del calor volcánico desaparecen, y entonces pueden aparecer manantiales de agua fría en el volcán o en las zonas cercanas.

5.6.- Periodo de inactividad.



Después de volverse inactivo, un volcán experimenta una reducción progresiva de tamaño debido a la erosión por agua fluyente, glaciares, viento u olas. En ocasiones el volcán desaparece dejando sólo un conducto volcánico, esto es, una chimenea llena de lava o de materia fragmentada que se extiende desde la superficie terrestre hasta el antiguo depósito de lava. Las minas de diamantes de Suráfrica se encuentran en conductos volcánicos.

5.7.- Corrientes de lava.



En algunas circunstancias, en lugar de salir por la chimenea central, la lava se derrama por fisuras que pueden extenderse a lo largo de varios kilómetros sobre la superficie de la tierra. Las corrientes de este tipo han creado láminas gruesas de basalto que cubren cientos de kilómetros cuadrados. El resultado de algunas de estas inundaciones de lava puede verse en el oeste de Estados Unidos, por ejemplo en la gran llanura de lava del río Snake en Idaho. En nuestra época se han observado erupciones de fisura, en general de menor escala, en Islandia y en Hawai.

5.8.- Teorías volcánicas.



Durante mucho tiempo los geólogos supusieron que la causa principal de los sucesos volcánicos era la entrada de agua, sometido a altas temperaturas, en el interior de la Tierra. En los últimos años, sin embargo, a medida que se comprenden mejor los mecanismos de interacción de las placas corticales terrestres, los geólogos han conseguido integrar el vulcanismo en la teoría de la tectónica de placas. La energía de los volcanes activos deriva, en último término, de los procesos ligados a los movimientos de las placas de la corteza. Además, los volcanes tienden a situarse en las fronteras de las placas más importantes.

Los volcanes se forman en dos tipos de fronteras de placa: las convergentes y las divergentes:

- En las primeras, donde una placa penetra bajo otra, la materia de la parte superior de la placa subducida es arrastrada en una trayectoria oblicua hacia el interior de la Tierra, hasta que alcanza una profundidad en la que se funde. Entonces asciende por fisuras verticales y es expulsada hacia la superficie por una chimenea volcánica.
- En las fronteras divergentes, como la dorsal del Atlántico, donde la corteza oceánica se estira y se separa, se forma una zona lineal débil (el centro de expansión); ésta sirve de salida para la erupción de magma (materia rocosa fundida de las profundidades) que asciende por corrientes de convección gigantes situadas en el manto.
Los vulcanólogos han enunciado varias teorías para explicar la acción de los gases volcánicos como generadores de una erupción. La teoría más sencilla establece que el mecanismo es similar a la forma en que el gas en una bebida gaseosa puede provocar un chorro de ésta, o a lo que ocurre al agitar una botella de gaseosa.


5.9.- ¿ Son tóxicas las emanaciones del Volcán?.



El volcán emite gases y cenizas volcánicas. Los gases son tóxicos en las cercanías del cráter. Considerando la gran altitud del volcán, a distancias de varios kilómetros o decenas de kilómetros estos gases se diluyen y no representan un riesgo para la salud de las poblaciones.

5.10.-Tipos de Erupción.



El factor fundamental que determina el tipo de erupción es la composición química de las lavas, aunque depende también de otros factores como la cantidad de gases que estas contienen, la presión ytemperatura de las mismas, etc.

Se clasifican en:



- El tipo de erupción hawaiano

está marcado por abundancia de lava fluida, efusiva, basáltica, con escaso contenido de gases. Su actividad explosiva es relativamente rara, pero pueden formarse montículos de escoria alrededor de los conductos volcánicos de lava. La lava raramente se derrama del cráter, sino que por lo común sale por fisuras a los costados del cono volcánico, como erupciones laterales. Las erupciones se producen de la siguiente manera: el magma formado en las capas superiores del manto asciende por canales hasta la superficie de la Tierra. Por lo general no sale de inmediato a la superficie , sino que se acumula en camaras magmáticas. Luego a medida que aumenta la presión la lava, debido a sus propiedades físicas, comienza a derramarse lentamente. Este tipo de erupción es caracteristico de los volcanes Mauna Loa y Kilauea en las islas Hawaii. Estos volcanes son clasicos por su forma de escudo, con laderas con pendientes muy suaves.

- El tipo de erupción stromboliano

emite lava basáltica menos fluida que la del tipo hawaiano, en consecuencia las explosiones son más comunes y se proyectan más materiales fragmentados. Porciones de lava, a menudo fundida, pueden ser lanzadas desde el cráter formando bombas y lapilli. Los ejemplos más significativos de erupciones de este tipo son los volcanes Stromboli en el mar Mediterráneo y Kiluchevski en Kamchatka.

- Las erupciones de tipo vulcaniano

derraman chorros de lavas viscosas que no permanecen mucho tiempo líquidas después de entrar en contacto con el aire. Después de cada erupción se forman costras que se endurecen y que luego son fragmentadas por cada nueva explosión. es emitida mucha ceniza y los gases cargados con cenizas se elevan formando inmensas nubes volcánicas, de las cuales después caen lluvias de cenizas. Por su parte la lava mana de grietas laterales y desciende por las laderas del cono. Este tipo de erupción está representado por volaces tales como el Vesubio, el Etna y el Vulcano, todos los cuales se encuentran en la zona del mar Mediterráneo.

- En la erupción de tipo peleeano

la lava es extremadamente viscosa y con gran contenido de gases. Las explosiones violentas son características y a menudo van precedidas de fuertes temblores subterráneos.

Uno de sus caracteres distintivos es la formación de nubes ardientes. Estas nubes constan de una mezcla de ceniza extrmadamente caliente, fina, incandescente y fragmentos más gruesos de rocas, con gases calientes difundidos en ellos formando una especie de emulsión. Este material extremadamente móvil es, sin embargo, lo suficientemente denso como para precipitarse por las pendientes de un cono volcánico. La erupción va acompañada de fuertes explosiones y la lava se abre paso a través de grieetas laterales, pues la chimenea está cubierta por la cúpula. La lava debido a su alta viscosidad desciende por las laderas en aludes ígneos que estallan constantemente.
La lava que fluye de un volcán se puede solidificar de dos maneras distintas: como pahoehoe o como aa. La solidificación pahoehoe tiene lugar cuando una lava con mucho gas ocluido se esparce en mantos delgados. Típicamente muestra una superficie rugosa, retorcida, en forma de soga, pero su cáracter más distintivo es una costra suave, brillante.
La solidificación aa muestra comunmente una superficie escoriácea. En esta lava la mayor parte de los gases han escapado y las vesículas están rellenas con aire. Esta pérdida de gases es la responsable del enfriamiento más rapido y la mayor viscosidad de este tipo de lava. La distinción entre uno y otro tipo de lava no es tan neta y a veces en una mismo colada es observable el pasaje de uno a otro tipo de solidificación.

5.11.- ¿Qué es un tremor armónico?.


Un tremor armónico es una señal sísmica característica de los volcanes, que refleja cambios en su estado interno. Cierto tipo de tremores se han asociado a desplazamientos de magma en el interior de un volcán, por lo que representan uno de los precursores significativos para definir los estados de alerta volcánica.
La actividad volcánica es propia de sectores rigurosamente determinados del globo terrestre y coincide con las zonas móviles orogénicas, donde se han desarrollado profundas fracturas. La mayor parte de los volcanes actuales activos (casi un 60%) se concentra en la costa del Océano Pacífico, en la zona del denominado Anillo de Fuego del Pacífico.

5.12.- ¿ Qué es el semáforo de alerta volcánica?.



El Semáforo de Alerta Volcánica es un Sistema de alertamiento, basado en gran medida en las experiencias de México y de otros países. De esas experiencias se ha determinado que una de las causas principales de los desastres es la falta de criterios o de factores de decisión y comunicación durante la ocurrencia de un fenómeno natural potencialmente destructivo. El semáforo de alerta volcánica es un Sistema donde se han reducido en lo posible los factores que pueden llevar a la indecisión, o a la toma de decisiones erróneas (que lleven al desastre) en caso de emergencia.

6.- Terremotos.



6.1.- ¿Que es la Magnitud de escala Richter?



Los sismólogos usan la escala de magnitud para representar la energía sísmica liberada por cada terremoto. A continuación se presenta una tabla con los efectos típicos de los terremotos en diversos rangos de magnitud:

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Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros factores. Los sismólogos usan diferentes valores de la escala de Intensidad Mercalli para describir los distintos efectos de un terremoto.
Cada terremoto tiene una cantidad única de energía, pero los valores de magnitud dados por los diferentes observatorios sismológicos para un mismo evento pueden variar. Dependiendo del tamaño, la naturaleza y la ubicación de un terremoto, los sismólogos ultilizan diferentes métodos para estimar la magnitud. En el caso de muchos eventos, es difícil estimar la magnitud con una precisión de más de 0.2 unidades, y los sismológos frecuentemente verifican las magnitudes estimadas a través de la obtención y análisis de datos adicionales.

Magnitud Equivalencia de la Ejemplos
Richter energía TNT (aproximado)

-1.5 1 gramo romper una roca en una mesa de laboratorio
1.0 6 onzas una pequeña explosión en un sitio de construcción
1.5 2 libras
2.0 13 libras
2.5 63 libras
3.0 397 libras
3.5 1,000 libras Explosión de mina
4.0 6 toneladas
4.5 32 toneladas Tornado promedio
5.0 199 toneladas
5.5 500 toneladas Terremoto de Little Skull Mtn., NV, 1992
6.0 1,270 toneladas Terremoto de Double Spring Flat, NV, 1994
6.5 31,550 toneladas Terremoto de Northridge, CA, 1994
7.0 199,000 toneladas Terremoto de Hyogo-Ken Nanbu, Japon, 1995
7.5 1,000,000 toneladas Terremoto de Landers, CA, 1992
8.0 6,270,000 toneladas Terremoto de San Francisco, CA, 1906
8.5 31,550,000 toneladas Terremoto de Anchorage, AK, 1964
9.0 199,999,000 toneladas Terremoto de Chile, 1960
10.0 6.3 billion toneladas Falla de tipo San-Andreas
12.0 1 trillion toneladas Fracturar la tierra en la mitad por el centro o energía solar recibida diariamente en la tierra

Un “trillión” de tonelada de dinamita es una cantidad tremenda de energía. Sin embargo, tomemos en cuenta que la tierra recibe esta cantidad de energía solar diariamente.
El problema en la tabla anterior es el enorme rango de energias, de gramos a onzas, a libras, a toneladas, hasta megatons de TNT. Sería mucho más sencillo comunicar al público cual es la energía de los terremotos a través de una escala sencilla como la que se muestra en la tabla superior en la columna izquierda, con un rango que va de uno a diez.
Richter demostró que entre mayor era la energía intrínseca de un terremoto, mayor era la “amplitud” de movimiento del terreno en una distancia dada. El Calibró su escala de magnitud usando la medida de “amplitud” máxima de la onda de cizallamiento (la onda S) en un periodo de 20 segundos, registrando los datos en un sismómetro altamente sensible a este tipo de ondas. Aunque inicialmente su trabajo fue calibrado únicamente por estos sismómetros específicos, y sólo para terremotos en el sur de California, los sismólogos han desarrollado factores de escala para ampliar la escala de magnitud Richter a muchos otros tipos de medición en todo tipo de sismómetros, y alrededor del mundo. De hecho, se han llevado a cabo estimaciones de magnitud para miles de terremotos en la luna y para dos temblores en el planeta “Marte”.
El diagrama inferior muestra como usar el método original de Richter para calcular la magnitud por medio de un sismograma..

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Por supuesto después de haber medido la “amplitud” de onda, usted tiene que calcular su logaritmo, y escalarlo por un factor según la distancia que haya entre el sismómetro y el terremoto, luego se calcula la magnitud a través de la diferencia de tiempo de S-P.

6.2.-, Otra medición para un terremoto.


Para estimar los efectos de un terremoto, los sismólogos emplean un método distinto de medición llamado intensidad. La intensidad no debe ser confundidad con la magnitud. Aunque cada terremoto tiene un sólo valor de magnitud, sus efectos varían de un lugar a otro, y por lo tanto habrá muchas estimaciones de intensidades diferentes. Usted puede leer acerca de la escala de Intensidad Mercalli, una forma común de clasificar los efectos de los terremotos.

6.3.- Premonitorios y replicas

.

Frecuentemente algunos temblores grandes son precedidos por temblores de menor magnitud generados al inicio del fracturamiento alrededor de lo que será la región focal del gran temblor. A estos sismos se les conoce como temblores premonitorios,. No es fácil determinar cuándo una serie de temblores pequeños son premonitorios de un gran temblor, ya que no es posible diferenciarlos de la sismicidad normal de una región. En la generalidad de los casos, se sabe que un temblor es premonitorio sólo en el contexto de la actividad posterior.
Los sismólogos también han observado que, inmediatamente después de que ocurre un gran temblor, éste es seguido por temblores de menor magnitud llamados réplicas y que ocurren en las vecindades del foco del temblor principal.
Como estos sismos ocurren en la zona de ruptura del temblor principal, su ocurrencia se debe probablemente al reajuste mecánico de la región afectada que no recupera su estado de equilibrio inmediatamente después del temblor principal. Inicialmente, la frecuencia de ocurrencia es grande pero decae gradualmente con el tiempo, dependiendo de la magnitud del temblor principal; también decaen en magnitud.
El estudio de las réplicas de un gran temblor se ha aprovechado para estimar las dimensiones de la zona de ruptura y otros estudios científicos pero desde el punto de vista social es necesario conocer su ocurrencia para adoptar una actitud previsora luego de la ocurrencia de un gran sismo.


6.4.- Predicción.



¿ Se pueden predecir los temblores? La respuesta a esta pregunta depende de lo que se entienda por predicción. La predicción como resultado de la comprensión de un proceso de la naturaleza es una de las metas de toda ciencia. La sismología no es ajena a estas aspiraciones y en la actualidad se realizan intensos esfuerzos por desarrollar una metodología confiable que pueda emplearse con éxito en el futuro. Existen esencialmente dos maneras de atacar el problema. En una de ellas se estudia la variación de ciertos parámetros físicos debido a la acumulación de los esfuerzos cuya relajación ocasiona el temblor. Así, por ejemplo, se ha observado que la región focal sufre una dilatación que altera la velocidad de las ondas que se propagan en ella. Otros de los parámetros que se alteran son, por ejemplo, la resistencia del terreno al paso de la corriente eléctrica y la posición del nivel de las aguas subterráneas. También se `producen cambios en el valor de la gravedad del terreno así como cambios topográficos. Todos estos factores pueden ser medidos y correlacionados con la ocurrencia final de un temblor. A la vez, se estudian también los aspectos empíricos de la ocurrencia de temblores en las zonas sísmicas. Se ha observado, por ejemplo, que los epicentros a lo largo de una zona de subducción no se distribuyen al azar sino siguiendo un patrón geográfico y temporal.

Puede entonces estudiarse la historia sísmica de una región, estimar los períodos de recurrencia de temblores de cierta magnitud y evaluar, de esta manera, la posibilidad de ocurrencia de un nuevo sismo. Este breve bosquejo trata solamente de poner de manifiesto que los sismólogos actuales se encuentran trabajando sobre bases científicas, para lograr en un futuro la predicción de temblores; pero es conveniente saber que no ha podido lograrse aun una metodología confiable para precisar el lugar, la fecha y la magnitud de un temblor. Es un hecho comprobable que a la ocurrencia de un gran temblor se sigue la aparición de un gran número de farsantes, seudocientificos y rumores y es necesario que el público pueda discernir entre el sin número de declaraciones que se hacen cuando ocurre una catástrofe. Es muy común que al sismólogo se le formulen preguntas a las que le es imposible contestar de manera simple.

Preguntas tales como ;volverá a temblar?,; se había previsto la ocurrencia de este sismo?. no pueden ser contestadas de una manera simple y categórica como lo esperaría mucha gente. No es poco frecuente que la conducta reservada del científico sugiera a los espíritus poco preparados y supersticiosos la existencia de imaginarios complots para ocultar la verdad o que sus intentos de explicar los hechos se tomen como palabrería con el mismo fín. Sin embargo la conducta apropiada para una población cuyo discurso vital se desarrolla en una zona sísmica es adoptar una actitud previsora y considerar que un terremoto puede ocurrir en cualquier momento.

6.5.-Determinación del epicentro.



Hemos mencionado que el lugar en que comienza el fallamiento que produce los temblores se llama foco. A grandes distancias, el plano completo de ruptura aparece como un punto y lo llamamos también foco; la proyección de éste sobre la superficie terrestre recibe el nombre de epicentro


6.5.1.-.- ¿Cómo determinan los sismólogos la ubicación del epicentro?



Mediante los sismógrafos amplifican e inscriben el movimiento del suelo en una tira de papel (o cualquier otro tipo de material) llamado registro o sismograma. En el sismograma se registran los diferentes tipos de ondas generadas por un temblor que alcanzan una estación sismológica dada en orden sucesivo de tiempo. La ubicación del epicentro de un temblor se hace analizando sus registros e identificando los diferentes tipos de ondas; en particular las ondas o fases (en el habla de los sismólogos) P y S permiten el empleo de una técnica muy utilizada para la determinación del epicentro. Para comprender este método recordemos que las ondas P viajan a mayor velocidad que las ondas S.

Sobre la superficie de la Tierra, una estación puede proporcionar la distancia al epicentro pero no la dirección del mismo, es decir si en una estación calculamos la distancia al epicentro este puede estar en cualquier punto de un circulo con un radio igual a la distancia calculada. En teoría si tenemos una estación sismológica con tres componentes podemos reconstruir el movimiento de las partículas cuando incide la onda P, por ejemplo, y conocer la dirección de llegada de la onda (recuérdese que para las ondas P las partículas oscilan a lo largo de la trayectoria de viaje de la onda). En la práctica no puede lograrse mucha precisión con este método, y se recurre a los registros de otras estaciones para obtener estimaciones independiente de la distancia al epicentro.

La técnica de medir la diferencia entre la llegada de las ondas S y P, llamada S-P entre los sismólogos, no es la única forma de determinar el epicentro.
Si se tiene un número bien distribuido de estaciones pueden utilizarse los tiempos de llegada de la onda P para el calculo de la distancia. En este método se obtiene un origen que satisface mejor los tiempos de llegada a cada una de las estaciones. En general la determinación del epicentro de un sismo es mejor entre mas estaciones lo registren y entre mas ampliamente alrededor del epicentro estén distribuidas. La información obtenida de muchas estaciones es tratada estadísticamente en un proceso iterativo en el que la posición del epicentro va siendo refinada y se utilizan para esto tanto las diferencias S-P como los tiempos de llegada de las ondas.

6.6.-Ondas sismicas.


Si desplazamos un diapasón de su posición de equilibrio y lo soltamos repentinamente, percibimos su sonido característico. Lo mismo sucede en la Tierra, hemos visto que el fallamiento de la roca consiste precisamente en la liberación repentina de los esfuerzos impuestos al terreno. De esta manera, la tierra es puesta en vibración. Esta vibración es debida a la propagación de ondas como en el caso del diapasón.
Ahora bien, en un sólido pueden transmitirse dos tipos de ondas. El primer tipo es conocido como onda de compresión, porque consiste en la transmisión de compresiones y rarefacciones como en el caso de la transmisión del sonido, en este caso las partículas del medio se mueven en el mismo sentido en que se propaga la onda. El segundo tipo es conocido como ondas transversales o de cizallamiento; las partículas se mueven ahora en dirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda. . Las ondas compresionales y transversales han sido llamadas P y S respectivamente. Son también conocidas como ondas internas porque se propagan en el interior de un sólido elástico.

Además de estas dos clases de ondas existen otros dos tipos de gran importancia llamadas ondas superficiales por los motivos que veremos a continuación: cuando un sólido posee una superficie libre, como la superficie de la tierra, pueden generarse ondas que viajan a lo largo de la superficie. Estas ondas tienen su máxima amplitud en la superficie libre, la cual decrece exponencialmente con la profundidad, y son conocidas como ondas de Rayleigh en honor al científico que predijo su existencia.
La trayectoria que describen las partículas del medio al propagarse la onda es elíptica retrógrada y ocurre en el plano de propagación de la onda. Una analogía de estas ondas lo constituyen las ondas que se producen en la superficie de un cuerpo de agua.

Otro tipo de ondas superficiales son ondas de Love llamadas así en honor del científico que las estudió. Estas se generan solo cuando el medio elástico se encuentra estratificado, situación que se cumple en nuestro planeta pues como veremos se encuentra formado por capas de diferentes características físicas y químicas. Las ondas de Love se propagan con un movimiento de las partículas, perpendicular a la dirección de propagación, como las ondas S, sólo que polarizadas en el plano de la superficie de la Tierra, es decir solo poseen la componentes horizontal a superficie. Las ondas de Love pueden considerarse como ondas S “atrapadas” en el medio superior. Como para las ondas de Love, la amplitud de las mismas decrece rápidamente con la profundidad. Las ondas de Love son observadas sistemáticamente sobre la superficie de la tierra pues nuestro planeta posee un estrato superficial de baja velocidad, la corteza, sobre un medio mas profundo, el manto.
Como podemos ver el término superficial se debe a que las ondas se generan por la presencia de superficies de discontinuidad ya que en un medio elástico infinito no podrían generarse. En general su existencia se puede explicar considerando que la vibración del medio en lugares en los que existen menores tracciones, y esto sucede por la presencia del vacío o un medio de menor rigidez, tiende a compensar la energía generando este tipo especial de vibraciones.

6.7.- Sismografos y sismogramas.



El instrumento esencial para estudiar los temblores es el sismógrafo. Este es un aparato que registra el movimiento del suelo causado por el paso de una onda sísmica. Los sismógrafos fueron ideados a fines del siglo pasado y perfeccionados a principios del presente.
En la actualidad, estos instrumentos han alcanzado un alto grado de desarrollo electrónico, pero el principio básico empleado no ha cambiado como veremos a continuación. Para registrar el movimiento del suelo es necesario referirlo a un punto fijo en el espacio; si quisiéramos referirlo a un punto anclado al mismo suelo nos seria imposible obtener un registro puesto que el punto también se movería junto con el suelo al que está anclado. Para salvar esta dificultad, podemos recurrir al principio de inercia de los cuerpos, como sabemos este principio nos dice que todos los cuerpos tienen una resistencia al movimiento o a variar su velocidad. Así, el movimiento del suelo puede ser medido con respecto a la posición de una masa suspendida por un elemento que le permita permanecer en reposo por algunos instantes con respecto al suelo. El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo (figura 12), cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a oscilar. Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario amortiguarla. En la figura 12 se haya representado un aparato en el que el amortiguamiento se logra por medio de una lámina sumergida en un líquido (comúnmente aceite). Este era el método utilizado en los aparatos antiguos, actualmente se logra por medio de bobinas o imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación libre de la masa.

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Para finalizar esta sección es oportuno mencionar que para determinar con precisión el epicentro de un temblor así como otras de sus características, se requiere del auxilio de varias estaciones sismológicas. Una serie de sismógrafos arreglados para observar la sismicidad de una región es conocida como una red sismológica. En nuestro país el Servicio Sismológico, organismo encargado de la observación sismológica en el territorio Nacional,. Ademas de esta existen otras redes locales o de investigaciones especificas como RESNOR, la red sismológica del noroeste perteneciente al Centro de Investigación Científica y Enseñanza Superior de Ensenada y RESCO la red sismológica del Estado de Colima perteneciente a la Universidad de Colima y operada por su Centro de Investigación en Ciencias Básicas.

LOS MÁS GRANDES TERREMOTOS DE LA TIERRA



En orden cronólogico, y de acuerdo a la magnitud alcanzada, estos son los más grandes terremotos que la Tierra ha sufrido.

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* Probablemente el mayor número de muertes ocasionadas por un temblor en los últimos 400 años
** Cifras estimadas sin contar los desaparecidos; la cifra of icial de muertos fue de 5,800.
NOTA: En todos los casos el número de víctimas es aproximado, pudiendo variar levemente dependiendo de la fuente de los datos. Hemos dejado fuera otros temblores que, aún con magnitud mayor a 8 en la escala de Richter, no los hemos tomado en cuenta pues ocurrieron en regiones despobladas, como Alaska, u ocasionaron una pérdida menor de cinco mil vidas humanas.

- CONCLUSIÓN.



A pesar del aspecto inmutable de la corteza terrestre esta se ve sometida a cambios constantes que afectan tanto a sus materiales constitutivos como a su estructura. La mayoria de estos procesos son extremadamente lentos, del orden de millones de años, cosa que hace difícil su observación, (la tectónica de las placas), otros en cambio son mas rápidos y catastróficos, (volcanes, terremotos).
En la tierra pues se producen una serie de procesos que dan lugar a una serie de intensas transformaciones o cambios fisico-quimícos que constituyen la llamada geodinámica. La geodinámica estudia la dinámica de la tierra. Tradicionalmente esta se divide en externa e interna.
El ciclo geológico interno, es decir la geodinámica interna tiene lugar en las zonas profundas de la corteza y el manto terrestre. La energia responsable de este ciclo interno es el calor interno de la tierra y la energia desprendida por la desintegración de los elementos radioactivos.
Los efectos de la acción de estos materiales son la salida de material hacia la superficie, los movimientos de amplios sectores de la corteza terrestre, la transformación de los materiales en la zona mas profunda de la corteza, la formación de montañas, así como otras conocidas y espectaculares como terremotos y erupciones volcánicas, etc.

BIBLIOGRAFIA


- En internet, en la pagina: http://www.geocities.com/canaveral/lab/6093/volcanes y el Servicio Sismológico Nacional (SSN).
- Libros: - Geomorfología de M Derruau , editorial Ariel Geografia
- Geologia de Menendez Fuster, editorial Paraninfo
- Tratado de Geologia
- Tectónica, tectonofisica y morfología de Jean Aubouin, Robert Brousse, Jean y Pierre Lehman - Ediciones Omega
- Ciencias Naturales bachillerato 3 - ANAYA
- Enciclopedia Encarta 98 en soporte CD
- Apuntes del colegio Ballester Gozalvo de C.O.U.
- Revista de Geografía Universal Vol.20 No.5, Nov, 1985.

Autor:

Alejandro Herrero Y Otros.





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