Geologia Y Geomorfologia.docx

Geología física La Geología Física estudia los materiales que componen a la Tierra así como los procesos que la forman.

Estructura interna de la Tierra

La estructura interna está formada principalmente por la corteza, manto y núcleo, siendo en estos medios en donde las ondas sísmicas al propagarse, se reflejan o refractan.

Imagen tomada de: http://producto-innovador-tecnologico07.webnode.mx/novedades/estructura-interna-y-externade-la-tierra/

NUCLEO. Es la parte central de la tierra formada por metales, principalmente hierro y níquel, que en el núcleo interno se encuentran en estado sólido. Estos metales están a altas temperaturas y presiones.

MANTO. Está formado por sólidos y tiene un espesor aproximado de 2.900 kilómetros. Constituye la mayor parte del volumen de la Tierra (más de un 80%) y algo menos del 70% de su masa total. Está compuesto principalmente de silicato de magnesio, silicato de sodio y silicato de hierro. Su densidad es alrededor de 4,5 veces la densidad del agua.

La astenosfera es la división mayor del planeta Tierra que está conformada por material viscoso, susceptible de deformarse mucho más fácilmente y que sería el asiento de movimientos de material importante, esta se encuentra sobre el manto.

La litosfera es la capa externa de la Tierra y está formada por materiales sólidos, engloba la corteza continental, de entre 20 y 70 km. de espesor, y la corteza oceánica o parte superficial del manto consolidado, de unos 10 km de espesor. Se presenta divida en placas tectónicas que se desplazan lentamente sobre la astenosfera.

CORTEZA. Está compuesta por silicatos tales como el cuarzo y el feldespato. Tiene un espesor promedio de alrededor de 40 kilómetros pero varía entre un mínimo de alrededor de 5 kilómetros en el fondo oceánico hasta un máximo de hasta 100 kilómetros en las grandes cordilleras. Su densidad es de aproximadamente 3 veces la densidad del agua y constituye alrededor de 1% de la masa total de la Tierra.

La corteza terrestre está dividida en porciones irregulares llamadas placas que se mueven sobre la superficie del manto. Sus movimientos dan origen a la migración o deriva de los continentes.

Imagen tomada de: http://www.monografias.com/trabajos32/placas-tectonicas/placas-tectonicas.shtml#mecan

Procesos sedimentarios

La superficie Terrestre contiene zonas en donde pueden acumularse los sedimentos denominadas medios o ambientes sedimentarios y se clasifican en continentales, marinos o de transición.

Continental

Desértico Glaciar Aluvial Fluvial Lacustre

Deltaico Playero De transición Estuarino Isla barrera-lagoon Marino

Plataforma Talud Llanura abisal

Tabla tomada de: http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/ alumno/1bachillerato/petrogeneticos/ contenido5.htm

Imagen tomada de : http://commons.wikimedia.org/wiki/ File:Principales_medios_sedimentarios.svg

Fotografía tomada de: http://www.nuestromar.org/noticias/ destacados_04_2008_plataforma_continental _versiones_sin_fundamento_15648

En estas zonas los sedimentos son trasformados en rocas sedimentarias mediante una serie de procesos llamados procesos sedimentarios.

Los procesos sedimentarios son fenómenos de la superficie terrestre en el que está involucrada el agua. Empiezan con la destrucción de rocas sólidas ya sea por la meteorización, la erosión y el transporte por un medio, que puede ser agua, viento o hielo; posteriormente, viene el deposito o precipitación, y por último, ocurre la litificación, es decir, la formación de rocas sólidas. Estos procesos sedimentarios generalmente son muy complejos y dependen de muchos factores.

Meteorización.- es la desintegración y descomposición de una roca en la superficie terrestre o próxima a ella como consecuencia de su exposición a los agentes atmosféricos, con la participación de agentes biológicos. Erosión.- es sustracción de roca al suelo intacto, generalmente por acción de corrientes superficiales de agua o viento, por cambios de temperatura o por gravedad. Transporte.- Los materiales disgregados producto de la meteorización (sedimentos) son transportados por los agentes geológicos (agua, hielo o viento) hasta los lugares de acumulación (cuencas sedimentarias) Estos materiales pueden ser transportados por; deslizamientos acarreo por viento, o acarreo por agua y acarreo por glaciar. En las corrientes de agua existen partículas que se desplazan por el fondo de la corriente (carga de fondo).

Depósito.- Asentamiento de las partículas en movimiento (suspensión de la acción de transporte) debido a un cambio de velocidad en el medio de transporte. De acuerdo al tamaño de las partículas y la velocidad de transporte, algunas partículas se depositan primero en tanto que otras pueden continuar en movimiento. Acumulación.- Formación de capas debido a eventos sucesivos de depósito. Si el depósito la acumulación son suspendidas, se puede producir erosión y la formación de discordancias. El depósito y acumulación ocurre en las diferentes zonas o ambientes sedimentarios: Continental (ríos, lagos, pantanos, zonas desérticas; glaciares) Mixto (zona litoral, deltas, barras o bancos de arena, lagunas costeras, sabkhas) y Marino (en plataforma continental cercano a costa, en plataforma alejado de costa, en zonas arrecifales, en talud continental, en planicie abisal. Adicionalmente se puede especificar si es marco tectónico activo o en pasivo). Litificación.- Procesos que convierten los materiales depositados en roca consolidada, ocurren una vez enterrados los sedimentos y son los siguientes:



Compactación.- Reducción de espacios porosos. Resulta en desecación y reducción de volumen de los espesores de capas acumuladas.



Cementación.- Depósito, precipitación o cristalización de materiales cementantes (calcita o aragonita: CaCO3; sílice: SiO2, óxidos de hierro o hematita: Fe2O3) en los espacios porosos o vacíos de las rocas).



Diagénesis.- Cambios físicos, químicos y biológicos, debidos a la presión, temperatura (< 200° C), circulación de fluidos, cambios de pH, en condiciones de enterramiento. Pueden ser: Disolución, Recristalización, Reemplazamiento de minerales, Cristalización autigénica

Descripción de algunos ambientes sedimentarios:

Glaciares

Foto: Glaciar Perito Moreno, Patagonia argentina. Crédito: Trevor Hill http://www.aida-americas.org/es/blog/sobre-los-glaciares-y-su-incipiente-protecci%C3%B3n-legal

Foto tomada de: http://spanish.peopledaily.com.cn/n/2015/0106/c92121-8832356.html

Formación del hielo de glaciar: un glaciar es una masa de hielo formada por la recristalización de la nieve, que fluye o que ha fluido hacia adelante o ha fluido alguna vez en el pasado, bajo la influencia de la gravedad. Para que puedan formarse glaciares, la cantidad de nieve caída en promedio anual debe ser superior a la cantidad promedio perdida cada año por fusión o evaporación: dos procesos que los geólogos combinan bajo el término único de ablación.

En las áreas donde la nieve que cae durante el invierno sobrepasa la cantidad que se funde durante el verano, el paisaje se ve cubierto por extensiones de nieve perenne conocidas como campos de nieve. Por encima de ésta, el hielo glaciar puede acumularse en las áreas mejor resguardadas en los campos de nieve. La posición exacta de la línea de las nieves varía de una región climática a otra. En las regiones polares, por ejemplo, se encuentra por debajo del nivel del mar, pero cerca del ecuador, retrocede hacia la cima de las montañas. En las elevadas montañas del África Oriental varía entre los 4,600 y 5,500 metros de elevación, Las líneas de las nieves más altas del mundo se localizan en las regiones áridas conocidas como latitudes críticas entre los 20° y 30° al norte y al sur del ecuador. Aquí la línea de las nieves alcanza alturas de más de 6,000 metros.

La nieve no es lluvia congelada; más bien se forma de la condensación que se lleva a cabo del vapor de agua a temperaturas por debajo del punto de congelación. Después de que la nieve ha estado cayendo sobre el terreno por algún tiempo, cambia de una masa ligera y esponjosa, a un

material granular más pesado llamado neviza o nevé (tomado del francés), términos ambos derivados de la palabra latina con que se designa a la nieve.

En la transformación de la nieve en neviza intervienen varios procesos. El primero es la sublimación, término general con que se señala el paso de un material del estado sólido al gaseoso, sin pasar previamente por el líquido. En la sublimación escapan moléculas de vapor de agua de la nieve, particularmente de los bordes de las laminillas. Algunas de estas moléculas se unen por sí mismas al centro del copo, donde se adaptan a la estructura de los cristales del copo, y se adaptan a la estructura de los cristales de nieve. Entonces, con el tiempo, a una nevada sigue otra, y los gránulos que no han comenzado a crecer como resultado de la sublimación, se “empacan” cada vez más estrechamente bajo la presión de la nieve superyacente. El agua posee la propiedad única de aumentar de volumen cuando se congela; inversamente, disminuye de volumen cuando el hielo se funde.

Los cristales de hielo que forman el hielo del glaciar son minerales; la masa de hielo glaciar constituida de muchos cristales entrelazados, es una roca metamórfica, puesto que ha sido transformada de nieve en neviza y posteriormente en hielo de glaciar. Después veremos que el mismo hielo glaciar sufre metamorfismo adicional.

Los glaciares caen en cualquiera de las tres clasificaciones principales:



Glaciares de valle



Glaciares de pie de monte



Mantos de hielo

Los glaciares de valle son corrientes de hielo que fluyen valle abajo en las áreas montañosas. Un tipo particular de glaciar de valle crece a veces en áreas donde grandes masas de hielo son representadas por una barrera montañosa a lo largo de la costa. Parte del hielo escapa a través de los valles en la barrera montañosa, para formar un glaciar de escape o de salida, como a ha sucedido a lo largo de las costas de Groenlandia y Antártica.

Los glaciares de pie de monte se forman cuando dos o más glaciares emergen de sus valles y se unen para formar una plancha de hielo móvil sobre la planicie que se extiende al pie de las montañas.

Los mantos de hielo son amplias masas irregulares de hielo glaciar, a manera de montones, que tienden esparcirse rápidamente bajo su propio peso. El glaciar Vatna, de Islandia es un pequeño manto de hielo que mide unos 120 por 160 kilómetros y 230 metros de espesor. Un manto local de esta clase se llama algunas veces casquete helado. El término glaciar continental se reserva generalmente par los grandes mantos de hielo que ocultan las montañas y planicies de extensas secciones de un continente, tal como aquéllas de Groenlandia y a Antártica.

Distribución de los glaciares modernos. Los glaciares modernos cubren aproximadamente el 10% del área terrestre, Se encuentran en localidades ampliamente distribuidas en América del Norte y del Sur, en Europa, en Asia, en África, en la Antártida, Groenlandia, en muchas de las islas polares del Norte y en las islas del Pacífico, Nueva Guinea y Nueva Zelandia. Muy pocos glaciares de valle están localizados cerca del ecuador, El monte Kenya de África Oriental, por ejemplo, a sólo medio grado del ecuador, se eleva casi 5,200 metros hacia los cielos tropicales y tiene, cuando menos, diez glaciares de valle. El área total de tierra cubierta por los glaciares que existen hoy día se calcula en 14.800,000 kilómetros cuadrados de los cuales los mantos de hielo de Groenlandia cubren alrededor del 96%.

Tipos de depósitos glaciales. El término general de depósito de glaciar se aplica a todos los depósitos asentados directamente por los glaciares o que, como consecuencia de la actividad glaciar, se depositan en lagos, océanos o corrientes superficiales. El término depósito de acarreo (drift) data de los tiempos en que los geólogos pensaban que el depósito de arena y grava sin consolidar que cubría gran parte de Europa y América había sido llevado a su posición actual ya fuera por el mar o por iceberg.

Los depósitos de glaciar se pueden dividir en dos categorías generales: estratificados y sin estratificar.

Depósitos glaciares sin estratificar. El depósito sin estratificar asentado directamente por el hielo de glaciar se llama till (o tilita cuando se consolida) y se compone de fragmentos de rocas de todos los tamaños mezclados al azar, variando desde peñascos que pesan varias toneladas hasta fragmentos diminutos de arcilla y partículas coloidales.

Morrenas. El término morrena es el general empleado para describir muchas de las formas terrestres que se componen principalmente de tilita.

Una morrena terminal o morrena final es un camellón de tilita que marca el límite de avance de un glaciar. Estos camellones varían en tamaño desde terraplenes de 100 o más metros de alto hasta muros de escombro muy bajos, con algunas interrupciones. La morrena terminal se forma cuando un glaciar alcanza el punto crítico de equilibrio –el punto en el cual su desgaste o pérdida alcanza exactamente la misma velocidad que su alimentación. Dentro de las morrenas también están las morrenas de retroceso que indican la posición en que se estabilizó el frente del glaciar temporalmente durante la retirada o retroceso del glaciar. Otro tipo especial de depósito producido por los glaciares de valles es la morrena del centro o morrena media, que se origina cuando dos glaciares de valle se unen para formar una sola corriente de hielo.

Drumlins. Los drumlins son lomas alargadas, tersas, compuestas principalmente de tilita. La forma ideal del drumlin tiene un perfil asimétrico con una nariz roma que apunta en la dirección de la que proviene un glaciar y con una pendiente más suave y más larga que señala la dirección opuesta. Los drumlins varían de unos 7 a 60 metros de altura, siendo el promedio de poco menos de 30 metros. La mayoría de los dumlins tienen de 400 a 800 metros de largo, y son, por lo común, varias veces más largos que anchos.

Bloques erráticos y trenes de peñascos. Una piedra o un peñasco que ha sido transportado desde su lugar de origen por un glaciar y que queda aislado sobre un lecho rocoso de composición diferente, se llama bloque errático. El término se usa cuando esa piedra queda incluida en un depósito de tilita o descansa directamente sobre la roca del terreno. Algunos bloques erráticos pesan varias toneladas. Los trenes de peñascos consisten en una serie de bloques erráticos que provienen de una misma fuente de origen, normalmente con alguna característica que permite reconocer su procedencia común. Los trenes se presentan como una línea de bloques erráticos que se extienden valle abajo desde su origen, o bien en la forma de un abanico cuyo ápice está cerca del lugar de procedencia.

Depósitos glaciares estratificados. El depósito de glaciar estratificado es el material transportado por el hielo que ha sido deslavado y clasificado por las aguas de fusión glacial de acuerdo con el tamaño de las partículas. Puesto que el agua es un agente clasificador más selectivo que el hielo, los depósitos de glaciar estratificados se depositan en capas reconocibles a diferencia del arreglo al azar de las partículas de la tilita típica.

Arena y grava fluvio-glaciales. La arena y la grava arrastradas desde el frente del glaciar por el agua de fusión constituyen un depósito fluvio-glacial. Cuando un glaciar se funde, las corrientes de agua densamente cargadas con tilita retrabajada o con material deslavado directamente del hielo entretejen un complejo conjunto de canales trenzados a través del terreno que queda enfrente del glaciar.

Marmitas. Algunas veces un bloque de hielo que se estanca llega a quedar aislado del glaciar que retrocede en la época de pérdida, y en tales condiciones se cubre total o parcialmente con tilita o con depósitos fluvi-glaciales antes de fundirse finalmente. Cuando desaparece, deja una marmita, que es una depresión o fosa en el depósito glaciar.

Eskers y relleno de fisuras. Los camellones serpenteantes de grava y arena estratificada y de laderas abruptas, que algunas veces se ramifican y a menudo son discontinuos, se llaman eskers. Generalmente varían en altura desde 3 hasta 15 metros, aunque algunos sobrepasan los 30 metros de altura. Los eskers alcanzan desde una fracción de kilómetros hasta más de 160 kilómetros de longitud, pero tienen solamente unos cuantos metros de anchura. Los eskers fueron formados por los depósitos de corrientes que se movían a través de túneles bajo el hielo estancado. Cuando finalemente desapareció el cuerpo del glaciar, los antiguos depósitos de la corriente quedaron sobresaliendo como un camellón.

Los rellenos de fisura son similares a los eskers en altura, anchura y perfil transversal, pero, a diferencia de los eskers que se ondulan y ramifican, forman promontorios rectos. Como su nombre los sugiere, fueron formados probablemente por el relleno de una fisura en el hielo estancado.

Kames y terrazas kame. En muchas áreas el depósito glacial estratificado ha formado lomas bajas, de laderas relativamente abruptas, llamadas kames, como montículos aislados o en conjuntos. A diferencia de los drumlins, los kamess tienen forma caprichosa, indefinida, y los depósitos que los constituyen están estratificados. Se forman con el material colectado en las aberturas del hielo estancado. En este sentido se asemejan a los rellenos de fisura, pero sin el patrón lineal.

Las terrazas kame. Es un depósito estratificado de arena y grava que ha quedado entre un glaciar que se funde y la ladera del valle adyacente. Cuando el glaciar desaparece, persiste el depósito como una terraza a lo largo del lado del valle.

Varvas. Una varva está constituida por un par de lechos sedimentarios delgados, uno de grano grueso y el otro de grano fino. Generalmente se interpreta esta pareja de capas como representativa de los depósitos de un mismo año y se cree que se forman de la siguiente manera. Durante el período del deshielo de verano, las aguas de un glaciar en estado de fusión llevan

grandes cantidades de arcilla, arena fina y limos a los lagos, a lo largo de la margen de hielo. Las partículas más gruesas se hunden rápidamente y cubren el fondo del lago, a lo largo de una delgada capa de limo y arena limosa. Pero mientras el lago permanezca sin congelar, el viento crea fuertes corrientes suficientes para mantener a las partículas de arcilla más finas en suspensión. Cundo el lago se congela en invierno, cesan las corrientes generadas por el viento y se asientan las partículas finas a través de las quietas aguas del fondo, cubriendo la capa de verano un tanto más gruesa. Normalmente una varva tiene una fracción de centímetros, aunque se conocen espesores de 5 a 7 centímetros y, en casos más raros, hasta de 30 o más.

Imagen tomada de: http://entenderlaciencia.blogspot.mx/2014_01_01_archive.html

Imagen tomada de: http://elrenglon.com/mapa-de-santa-cruz-para-imprimir.php

Desiertos

Imagen tomada de: https://es.wikipedia.org/wiki/Clima_%C3%A1rido#/ media/File:By_Globatlas_Adventures.JPG

Si bien no hay una definición general aceptada de lo que es un desierto, podemos decir, que lo que más lo caracteriza es la falta de humedad –lo que explica, entre otras cosas, la restricción en cuanto al número de seres vivientes que pueden habitarlo–. En el desierto puede existir muy poca humedad inicial, la que naturalmente tiene, puede ser evaporada por temperaturas extremadamente altas o puede estar encerrada en hielo por un frío extremo.

Los desiertos ocupan más de una quinta parte de la superficie del planeta y están en todos los continentes. Cualquier lugar que reciba menos de 25 centímetros de precipitación pluvial al año se

puede considerar un desierto. Los desiertos forman parte de una clasificación más amplia de regiones denominadas «terrenos áridos». Estas áreas existen bajo un déficit de humedad, lo que significa que a menudo pierden más agua a través de la evaporación de la que reciben por la precipitación anual.

Los desiertos se clasifican por su ubicación geográfica y por el patrón climático predominante; destacan los vientos alisios, las latitudes medias, sombra de la lluvia, la costa, los monzones o los desiertos polares. También existen antiguas zonas desérticas que actualmente están en entornos no áridos, que son los paleodesiertos, y los desiertos extraterrestres en otros planetas. Para que un desierto se forme debe cumplir cuatro condiciones:



Poca precipitación



Esterilidad del suelo



Clima frío o caliente extremoso



Pocos pastos y mal cultivo

Los sedimentos de los desiertos tienen tres orígenes:

1. Depositado por el viento y consiste de polvos y medanos. 2. Formado de sedimentos depositados por corrientes de agua llevada en los tiempos de lluvia, o por corrientes permanentes fluyendo de regiones montañosas. 3. Sedimentos depositados en lagos que se forman por períodos de tiempo de diferente magnitud.

Los sedimentos del medio ambiente desértico consisten de materiales heterogéneos pobremente clasificados y estratificados en las pendientes de Abanicos Aluviales; gravas residuales de origen eólico o acuoso; arenas marginales, o de área centrales y de sotavento sobre las partes más altas,

y limos, arcillas y evaporitas sobre las partes más bajas de áreas cerradas donde éstas no están cubiertas por arenas.

Las evaporitas tienden a ser delgadas a menos que los depósitos sean formados en cuerpos de agua conectados con el mar. Otros depósitos en los lagos pueden ser carbonatos de hierro y pedernal. Las gravas pueden tener cualquier composición, las arenas son principalmente de cuarzo, aunque pueden consistir de feldespatos, calcita o sustancias más raras. Las partículas de arena pueden tener superficies opacas pudiendo los granos pequeños y grandes estar bien redondeados. Mucho del material fino parece ser roca pulverizada y no arcilla, aunque esta última puede estar presente en pequeña o gran cantidad.

Los colores de los sedimentos de los desiertos dependen en considerables grados del rigor de la aridez: - En lugares de buen drenaje subterráneo con pocos depósitos de sales en la superficie puede haber considerable oxidación, particularmente en regiones tropicales, donde los colores amarillentos y castaños se desarrollan. - Los desiertos con una extrema aridez parecen estar caracterizados por depósitos de color claro, a menos que las rocas preexistentes tengan otros colores. Las arenas flotantes tienen colores claros variando de blancas a amarillentas. Las arcillas y limos de los lagos y playas varían en color de blanco a gris o negro. El color es debido a material carbonoso y a monosulfuro de hierro, producido de la reducción bacteriana de sulfatos. Las evaporitas de los lagos son ordinariamente blancas. - Sobre áreas de aguas ascendentes (debido a la evaporación) los colores son principalmente proporcionados por las sales precipitadas en la superficie, predominando los clores claros. Los depósitos de desiertos son en la actualidad de amplia extensión de todos los continentes. Una superficie aproximadamente igual puede suponerse que existía en la mayoría de los períodos geológicos.

¿Cómo se forman los desiertos? Los desiertos son creados por diversos fenómenos meteorológicos. Según un artículo publicado por la Universidad Estatal de Nuevo México, los situados relativamente cerca del ecuador son a menudo el resultado de una presión atmosférica alta, lo que trae el aire frío y seco de altitudes superiores. La falta de humedad atmosférica provoca grandes variaciones de temperatura. Los desiertos de sombra pluvial se encuentran entre las cadenas montañosas, que cortan la humedad y la precipitación antes de que puedan llegar a la zona afectada. Los desiertos polares experimentan muy poca lluvia porque la humedad es encerrada en bloques inutilizables de hielo.

Desiertos calurosos y secos. Debido a la falta de humedad, los desiertos calurosos y secos reciben más del doble de radiación solar, al igual que las regiones húmedas de la Tierra. Por lo tanto, las temperaturas durante el día van desde cálidas durante el invierno hasta muy calurosas en verano, con máximas diarias que alcanzan hasta 49 °C (120° F) Las temperaturas nocturnas a veces caen a -18° C (0.4 °F). La poca lluvia que se produce por lo general viene en aguaceros cortos, por lo que la tasa de evaporación supera con creces la cantidad de lluvia. Los tipos de vegetación son arbustos leñosos bajos, árboles rechonchos o cactus. La vida animal incluye madrigueras de mamíferos nocturnos, reptiles y aves. Los desiertos del Sahara en África y de Sonora en América del Norte tipifican esta clasificación.

Tipos semiáridos. Los desiertos de esta variedad se encuentran en las partes de Utah y Montana, pero también en las regiones de latitudes más altas, como Terranova, Groenlandia y Rusia. Los veranos son moderadamente largos con temperaturas diurnas promedio de 21 a 27 º C. Las noches son frescas. Hay muy poca lluvia, pero como en los desiertos calurosos y secos, por lo general se concentra durante el verano. La vida vegetal, generalmente de la variedad espinosa, coexiste con mamíferos como liebres y zorrillos, insectos y diversos reptiles.

Desiertos costeros. Típico de esta clasificación es el desierto de Atacama, en Chile. Estos ecosistemas son creados por las corrientes de agua fría que son paralelas a la costa. Los desiertos costeros suelen existir en la costa oeste de un continente. Durante el invierno, estos lugares son a menudo envueltos en una espesa niebla que bloquea la radiación solar. Las temperaturas durante los días de verano van de 21 a 25° C. Estas regiones están habitadas por diversos mamíferos como coyotes, búhos reales, águilas, diversos anfibios e insectos.

Desiertos polares. Estas regiones extremadamente frías ocupan casi 5 millones de kilómetros cuadrados de la superficie terrestre y existen en la Antártida, Groenlandia y otras partes de las zonas Neárticas. Las altas temperaturas del verano rara vez superan los 10 ° C y precipitaciones medias son inferiores a los 250 mm anuales. En la Antártida, la vida vegetal sólo existe en los bordes costeros extremos del continente donde se encuentran líquenes, musgos y algas. Algunos animales, como los pingüinos, se han adaptado a estas duras condiciones.

Grandes desiertos Gran parte de todos los desiertos del mundo se ubican en zonas caracterizadas por las altas presiones constantes, condición que no favorece a la lluvia. Entre los desiertos de estas zonas están: los desiertos del Sáhara (el más extenso de la tierra), Kalahari, Namib y del a Ogaden en África; los desiertos arenosos de Gobi (o Chamo), Kara Kum, Takla Makán, de Arabia, Rub Al Jali, de

Siria, de Judea, Sinaí, Mojave, Atacama (el más árido del planeta). De Sechura y los Médanos de Paraguaná en América.

Gran parte de los desiertos se deben a su contientalidad, es decir, su extrema distancia del mar: por ejemplo, el de Gobi y los demás del Asia Central. No llegan hasta ellos los vientos húmedos que provienen de los océanos.

Los desiertos de las costas occidentales del sur de África y de América del Sur se ven afectados por la presencia de corrientes oceánicas frías que provocan baja hidratación en la atmósfera.

Imagen tomada de: http://es.wikipedia.org/wiki/Desierto

¿Qué Es La Geomorfología? La Geomorfología e la ciencia que estudia las formas de la corteza terrestre. Con este nombre se suele designar la ciencia que estudia el origen y la evolución de la tierra firme emergida pero puede estudiar también los fondos marinos. Esta ciencia se ha desarrollado siguiendo dos tendencias principalmente: la Geomorfología histórica o cíclica por un lado y la Geomorfología de los procesos por otro. Los conceptos fundamentales de la Geomorfología histórica fueron establecidos alrededor de comienzos del siglo XX por el geólogo William Morris Davis. Según este científico, hay que tomar en consideración tres cosas para estudiar las formas de la corteza terrestre: la estructura, el proceso y la etapa. Las dos primeras son también objeto de estudio de la Geomorfología de procesos, pero la tercera, la que tiene en cuenta el tiempo, es propia de la Geomorfología histórica. Según Davis cualquier forma de la corteza terrestre sigue un ciclo de vida: juventud, madurez y vejez, y es posible interpretar en que etapa se encuentra. La Geomorfología histórica se basa en algunos análisis cronológicos, particularmente en el estudio de los estratos que se han formado en los últimos dos millones de años, en el cuaternario. El orden cronológico de los estratos se estudia observando las relaciones que guardan entre ellos, pero, para determinar con más precisión los intervalos de tiempo que les corresponden, se necesita recurrir a métodos de datación, como pueden ser el del carbono 14, el estudio de los anillos de los árboles fosilizados, es decir, la dendrocronología, etc. La geomorfología de procesos estudia los procesos que se están produciendo en la actualidad. Por ejemplo, la erosión o las fuerzas que están alterando el relieve. El relieve Las formas que adquiere la corteza terrestre, es decir, los montes, los valles, etc. son consecuencia de modificaciones que se están produciendo continuamente. La estructura que tiene la Tierra en una región es producto de las fuerzas internas y del volcanismo. A veces se encuentran estructuras horizontales compuestas por rocas sedimentarias, mientras que otras veces aparecen plegamientos y fallas producto de fuerzas internas. Las estructuras creadas por las fuerzas internas son modificadas por la acción de agentes externos: el viento, el agua, las olas, el hielo, la gravedad, los cambios de temperatura, etc.

En la playa de Itzurun, Zumaia, se aprecian claramente los estratos y también la erosión que sufren continuamente. El diastrofismo Entre los agentes que crean las irregularidades del relieve se encuentran las fuerzas internas. Al conjunto de éstas se le llama diastrofismo. Las fuerzas diastróficas dan lugar a movimientos horizontales y verticales. Las fuerzas horizontales provocan plegamientos en los lugares en los que hay rocas sedimentarias que tienen suficiente plasticidad como para deformarse. Si son demasiado rígidas como para deformarse, en vez de formar plegamientos se fracturan, y si las fuerzas tienen componentes verticales, una de las partes de la fractura queda más alta que la otra. A este tipo de fractura se le llama falla y al escalón que queda entre las dos partes salto. Hay muchas clases de fallas: normales, escalonadas, horizontales e invertidas.

En una falla normal la corteza terrestre está traccionada y una de las partes de la fractura se desplaza hacia abajo.

Las fallas invertidas aparecen en lugares en los que la corteza terrestre está sometida a compresión. Una de las partes de la fractura se monta sobre la otra o se mete debajo de la otra. En las fallas horizontales las dos partes de la fractura se deslizan horizontalmente manteniéndose ambas a la misma altura. Algunas veces se producen dos fallas próximas una de otra quedando en medio un bloque estrecho y erguido que se llama horst o pilar o, al contrario, el bloque se hunde, en cuyo caso se le llama graben o fosa.

Graben y horst Terremotos y volcanes Los terremotos son vibraciones o sacudidas que se producen como consecuencia de choques o desplazamientos de dos bloques de la corteza terrestre. Con los desplazamientos va aumentando el esfuerzo en las líneas de falla y cuando se libera la energía acumulada se generan vibraciones en forma de ondas hasta producir terremotos. También se pueden producir terremotos como consecuencia de explosiones volcánicas.

Al lugar del interior en el que se ha producido el terremoto se le llama hipocentro. Al punto de la superficie más próximo al hipocentro se le llama epicentro y es el lugar donde más se siente la sacudida. Una serie de ondas se expande a partir del hipocentro. Unas ondas son longitudinales y se transmiten a gran velocidad (12 km/s). Otras ondas son transversales y se expanden a menor velocidad (6 km/s). Cuando estos dos tipos de ondas se encuentran entre sí se generan unas ondas superficiales. Éstas son las más lentas. Los terremotos más peligrosos y destructivos son los que tienen el hipocentro a poca profundidad, porque provocan grandes sacudidas y la destrucción de edificios e infraestructuras, etc. Los terremotos también ocurren bajo el mar. Entonces se les llama maremotos. Estos producen olas gigantescas (de hasta 30 m de altura) que reciben el nombre de tsunamis. Éstos cubren las tierras cercanas a la costa y originan grandes daños. El desastre de Lisboa de 1735 lo produjeron olas de este tipo. Los terremotos se registran mediante unos aparatos que se llaman sismógrafos. Registran sobre un papel enrollado en un tambor giratorio los distintos tipos de ondas.

Sismograma Para determinar la violencia de los terremotos existen unas escalas. La más conocida es la de Richter que se basa en la medición de la energía liberada. Es una escala logarítmica, por lo que un terremoto de magnitud 2 en la escala de Richter es diez veces más violento que un terremoto de magnitud 1. La investigación sobre terremotos y particularmente el estudio de las ondas ayudan a conocer la estructura interna de la Tierra. Los volcanes son aberturas de la corteza terrestre por las que salen el magma y los gases que se encuentran en el interior de la Tierra. La estructura de los volcanes tiene básicamente tres partes: la chimenea que es el camino que encuentran la lava y los gases en su salida hacia el exterior, el cono, que es la estructura que forman los materiales expulsados por el volcán durante las erupciones y el cráter, que es el agujero de la parte superior del cono que constituye la boca del volcán. A veces los cráteres aparecen en la falda del monte.

Maqueta del corte de un volcán La forma de la parte exterior del volcán depende del tipo de erupción. Cuando la lava tiene un gran contenido de gases la erupción suele ser muy violenta y se forman conos de cenizas y conos compuestos. Los conos de cenizas crecen rápidamente y alcanzan poca altura (difícilmente crecen más allá de 300 m). Están constituidos por partículas de lava solidificada (bombas, lapilli, cenizas y polvo volcánico) y suelen tener un gran cráter central. Los volcanes que tienen este tipo de cono aparecen por grupos, frecuentemente en las líneas de falla y se extienden por grandes zonas. Los conos compuestos se forman como consecuencia de la acumulación de materiales nuevos sobre otros más antiguos. El material nuevo a veces se desliza por la ladera y cambia la forma del cráter formando una caldera. Los volcanes compuestos aparecen principalmente en el llamado "cinturón de fuego" del Océano Pacífico. Las erupciones que no son tan violentas originan los llamados domos de lava o escudos volcánicos. En este tipo de erupciones no salen bombas o partículas sólidas semejantes y la mayor parte de la lava sale por las grietas. Por lo tanto, los domos no tienen cráter central, sino muchas grietas y la lava da lugar a un cono ancho y de poca altura. Hay otra serie de fenómenos que ocurre a la vez que las erupciones volcánicas. Por una parte se producen terremotos y por otro grandes lluvias porque el vapor de agua que sale se condensa. Esas lluvias suelen ser torrenciales y provocan grandes ríos de lodo. De los aproximadamente mil volcanes que hay en el mundo unos 600 permanecen activos. Entre las erupciones más famosas están la del Vesubio en el año 79 que destruyó la ciudad de Pompeya, la del Laki (1783) en Islandia, la del Cracatoa (1883) cerca de Java que produjo 30.000 muertos, la del monte Pelée (1902) en la isla de Martinica. Más recientemente se produjo la erupción del volcán Santa Helena en la costa oeste de los EEUU en mayo de 1980. La potencia de esta erupción fue 500 veces mayor que la de la bomba de Hiroshima, los materiales que expulsó alcanzaron los 15 km de altura, destruyeron 400 km2 de bosques y murieron 32 personas a causa de la erupción.

Las placas tectónicas Según explica Wegener en su teoría de la deriva de las placas continentales, nuestro planeta, cuando se formó, estaba constituido por una sola placa, que cubría aproximadamente un tercio de la superficie del globo, y que más tarde se partió desplazándose América hacia el oeste mientras que Eurasia y África lo hacían hacia el este. Las coincidencias de los continentes en sus costas y el hecho de que sus floras y faunas primitivas sean muy parecidas parece que confirman esta hipótesis. Más tarde se formuló la teoría de la contracción, según la cual la superficie primitiva de la Tierra debió de ser parecida a un manto basáltico delgado que cuando se enfrió se contrajo. De las grietas que ocasionó este proceso salieron lava, vapor de agua y gases, formando así las masas de tierra y la atmósfera. De acuerdo con la teoría de la convección, por otro lado, en el manto semifluido se formaron corrientes circulares de convección que al rozar con la corteza terrestre dieron lugar a plegamientos. Hoy en día la teoría más generalmente aceptada es la de las placas tectónicas, es decir, fundamentalmente la teoría de la deriva de los continentes combinada con la de la convección.

Placas tectónicas que forman la corteza terrestre Fenómenos que modelan el relieve Las formas nuevas generadas por las fuerzas internas están a merced de los agentes externos. Estos están modificando sin cesar esas formas. Éstos son los procesos de modelado del relieve:

Denudación: conjunto de procesos externos que producen la descomposición de los materiales de la superficie terrestre y la modificación del relieve que ésta acarrea. Suele estar compuesta por tres fases: meteorización, transporte y erosión. Meteorización: conjunto de cambios que se producen por la acción de agentes mecánicos y físicoquímicos. Es la primera fase de la denudación. Transporte: acción por la cual el agua, el hielo de los glaciares o el viento desplaza la graba, la arena o la tierra. Los materiales transportados forman acumulaciones de sedimentos de muchas clases. Erosión: conjunto de procesos que deshacen los materiales de la superficie en partículas, las meteorizan y las erosionan. En sentido geológico amplio abarca un proceso complementario que consiste en el transporte de los materiales y su acumulación en otro lugar. Sedimentación: acumulación de los materiales que han dejado el agua, el viento y los demás agentes erosionantes. Los cambios geológicos de la Tierra RAYSAN La vida geológica de la Tierra ha sido bastante intensa. Tan solo en el último millón de años se han sucedido grandes cambios en la configuración física de nuestro planeta. Generalmente, las personas poco familiarizadas con los grandes movimientos de la corteza terrestre o los cambios provocados por las antiguas glaciaciones, se extrañan cuando descubren que en la cima del Everest hay restos fósiles de peces, o de sedimentos, lo cual demuestra que dicha cima, anteriormente, se hallaba sumergida en el mar… Para quien no se halle familiarizado con la teoría de la deriva continental le costará entender que la porción de tierra que hoy constituye la India, antiguamente se hallaba en un continente denominado Gondwana, situada a miles de kilómetros al sur de su posición actual en mitad del océano Índico. Posteriormente, fue desplazándose hacia el norte hasta incrustarse en la masa continental asiática, dando lugar a la elevación de las tierras costeras y creando el plegamiento causante de los Himalayas. La configuración de los continentes no se ha mantenido ni mucho menos estable, pues se cree que las islas Filipinas se separaron del continente asiático hace tan solo unos 10.000 años, y aún en época más reciente, Nueva Guinea se separó de Australia, y también Java lo hizo de Sumatra. Muchos han sido los cambios que han acontecido en la Tierra, bien sean estos debidos a la sumersión de tierras continentales o la elevación de otras que conformaban el fondo de los mares, las grandes extinciones de especies, los grandes seísmos y las erupciones volcánicas, virulentas y despiadadas. Las teorías actuales Una vez se cartografiaron las líneas de costa en las riberas opuestas del Atlántico, varios científicos comenzaron a especular que tal vez aquellos continentes actualmente separados pudieron tiempo atrás estar unidos. Efectivamente, las líneas de costa parecían piezas de un puzle, de modo que

trasladando el continente americano hacia las costas de Europa y de África, parecían encajar perfectamente, salvo mínimos detalles. Personajes de la talla de Francis Bacon, Buffón, Von Humbolt, se atrevieron a insinuar la semejanza de las costas, hasta que en 1858 A. Snider se atrevió incluso a afirmar que aquellas piezas debieron de pertenecer a un continente mayor finalmente disgregado en varios pedazos divergentes. Fue a partir de 1910 cuando Frederick B. Taylor, H. D. Baker y Alfred L. Wegener lanzaron la teoría de “la deriva continental”, según la cual los continentes se habían desplazado en horizontal sobre las capas más profundas a partir de un supercontinente inicial. Esta posición creó grandes controversias entre los geólogos, sobre todo en Norteamérica, hasta ser finalmente admitida. Para dar esta teoría como cierta, la geología debía admitir que las masas continentales tenían cierta capacidad de movimiento, aunque en aquel entonces imperaba la concepción de una Tierra rígida, cuyo mayor exponente era el geofísico Harol Jeffreys, y parecía difícil comprender cómo podían moverse los continentes sobre los fondos oceánicos rocosos. En consonancia con la postura de Jeffreys, muchos geofísicos consideraron que la Tierra era una masa rígida desde su origen y que seguiría siéndolo hasta el final de sus días, como correspondía a su naturaleza y origen, en que algunas partes desgajadas del Sol dieron lugar a los planetas, y a su vez, de restos de los planetas se conformaron los satélites. La controversia sobre la formación del planeta en sus orígenes entró a formar parte del debate sobre las teorías de los movimientos de la corteza terrestre en la medida en que otros geofísicos, como el Premio Nobel Harold C. Urey, pensaban que no solo la Tierra, sino todo el sistema solar se podía haber conformado a partir de una nube de polvo, por condensación. Según esta concepción, la Tierra, en su nacimiento, sería un cuerpo frío, que aumentaría su temperatura debido a la radioactividad de sus componentes, hasta alcanzar los materiales estados plásticos. En estas temperaturas próximas a la fusión de sus materiales las rocas podrían adoptar cierta plasticidad, lo cual propiciaría el desplazamiento de unas masas continentales sólidas sobre otras internas más plásticas. Por otra parte, algunos geólogos como A. L. du Toit, postulaban la teoría de la “isostasia”, la cual afirmaba que las masas continentales se mantenían en equilibrio sobre las capas inferiores de la Tierra, provocando movimientos en sentido vertical, de modo que el hundimiento de una masa continental provocaría el empuje ascendente de las contiguas. Con el paso del tiempo, los geólogos observaron que aquellas zonas que antaño estuvieron cubiertas por hielos permanentes hasta hace unos 11.000 años, como la península escandinava o el norte de Canadá, al quedar al descubierto tras la última glaciación, sufrían elevaciones graduales del orden de casi un centímetro por siglo, como si quedaran liberadas de un gran peso, justificando los movimientos verticales predichos por la teoría de la isostasia. Se observó también que las formaciones montañosas tenían en ambas laderas estratos plegados, lo cual indicaba que habían sido sometidos a fuerzas laterales, en sentido horizontal. Actualmente se admite que la corteza terrestre está conformada por una capa superior fría y rígida, de unos 100 km, que se apoyaría sobre una zona interior más caliente y plástica. A la par

que se da un equilibrio hidrostático de las masas en vertical, aparecen empujes laterales que justifican también ciertos movimientos laterales de desplazamiento. Los continentes flotarían de este modo sobre la capa del manto, al mismo tiempo que se crearían corrientes en el manto plástico, que a su vez crearían empujes de elevación y de desplazamiento horizontal. A finales del siglo XIX, los geólogos del hemisferio sur descubrieron formaciones geológicas y paleontológicas análogas a las de nuestro hemisferio, de modo que en el inicio del siglo XX el geólogo austriaco Eduard Suess, agrupando los datos dispersos, dedujo la existencia de una masa continental única. En estratos del mismo periodo geológico se hallaron plantas iguales, así como las mismas rocas procedentes de glaciaciones coincidentes. Tal como había aventurado Wegener, hace unos 200 millones de años todas las tierras conformaban un supercontinente al que se denominó Gondwana. Actualmente se considera que en el hemisferio sur había una gran masa de tierra denominada Gondwana, y otra en el hemisferio norte, llamada Laurasia, una vez definida la trayectoria seguida por los continentes actuales para llegar a su reciente posición con modernos métodos sísmicos. Actualmente se admite plenamente que la corteza terrestre sufre movimientos en vertical, como el abombamiento registrado en el sur de África, cuyas tierras situadas a 1600 m de altitud siguen elevándose, y en horizontal, aunque la explicación actual complementa las ideas de Wegener con la teoría denominada de la tectónica de placas. Surgida en mitad del siglo XX, la teoría de la tectónica de placas, ampliamente demostrada en la actualidad, considera la corteza terrestre como si fuera una pelota de cuero constituida por varios parches. Siendo estos parches o placas, trozos de litosfera (las masas continentales y sus plataformas), conforman los fondos marinos y las superficies continentales. Estas placas mantienen cierto movimiento impulsadas por las presiones internas de las corrientes aparecidas en el manto terrestre, y debidas a diferencias de densidad, temperatura y, por tanto, de plasticidad. Las placas se verían sometidas a roces y empujes con placas contiguas, dando lugar a roturas, elevaciones de sus bordes, plegamientos montañosos o hundimientos de una placa bajo la otra (subducción). Entre las once placas existentes, en los bordes de colisión o de roce se generaron con el tiempo cadenas montañosas, rosarios de islas o zonas propensas a sufrir terremotos, debido a la liberación de tensiones y roturas profundas, o incluso afloramientos volcánicos del magma interno a través de las zonas de fractura o surgencias de gases. Generalmente, con el deshielo de los casquetes polares, tal como está ocurriendo ahora en el Ártico, se tiende a pensar que el nivel de las aguas debiera elevarse. Sin embargo, en otro tiempo, ante tal circunstancia, extrañamente se ha constatado un descenso general de los niveles en varios continentes; tal es el caso de Alaska y Groenlandia, de Sudamérica y Nueva Zelanda. Se han constatado importantes cambios en el nivel del mar durante el último periodo glacial (en la denominada glaciación de Würm, desde hace unos 110.000 a 12.000 años atrás), acaecidos también en zonas diversas, durante los últimos 12.000 años. Así, se conoce que Florida se elevó durante el periodo glacial unos 600 m, lo cual implicó cambios importantes en la zona del Caribe.

Por otro lado, en las costas del suroeste de Asia e Indonesia también se detectaron hundimientos de al menos 200 m. La única explicación posible para que ello haya sucedido así en otro tiempo puede ser que el hielo acumulado en la Antártida compensara sobradamente el aumento de nivel que hubiera sufrido el planeta a causa de los deshielos posglaciares. Actualmente, también existen modelos de comportamiento climático que explicarían que un deshielo en el casquete ártico, al introducir agua dulce en la superficie del Atlántico, cambiaría la corriente cálida del golfo en el hemisferio norte, elevando las temperaturas de Europa y América. Por otra parte, se conocen hasta cuatro cambios de las condiciones climáticas de los continentes, que pudieran explicarse por los movimientos de deriva continentales, aunque generalmente son cambios tan completos que implican cuatro grandes variaciones de la situación de los polos. ¿Posibles movimientos del eje terrestre? En este aspecto, se ha comprobado que las islas del Ártico dieron abrigo, antaño, a grandes florestas, pues gozaron de un clima templado. Los grandes mamuts que se asentaban tiempo atrás en Norteamérica, Europa, Siberia y Asia, no eran animales lanudos y de gruesa piel para resistir las bajas temperaturas, pues se ha demostrado que no se hallaban más adaptados al frío que un elefante actual. Algunos de ellos se hallaron en zonas heladas, perfectamente conservados, paralizados en su actividad cotidiana, con restos de comida que denotan que se alimentaban con productos de zonas templadas. Así pues, la Tierra ha sufrido múltiples cambios y alteraciones a lo largo de su existencia, y como un gran ser vivo, con su capacidad de reacción, parece capaz de adaptarse siempre a las circunstancias y vencerlas una a una, a veces incluso, salvando el empeño de los hombres. Materia y Energía La materia es todo lo que tiene una masa y ocupa un espacio. La masa es la medida de la cantidad de materia que posee un cuerpo. La fuerza necesaria para acelerar un cuerpo aumenta con la masa de éste (segunda ley de Newton).

La energía es la capacidad de un sistema para realizar trabajo o transferir calor. Así, un cuerpo caliente tiene más energía que uno frío, y puestos en contacto, el calor fluye del cuerpo frío hacia el caliente. Un gas dentro de un cilindro a elevada presión, empuja el pistón hacia el exterior, realizándose un trabajo.

En los procesos químicos, es frecuente el intercambio de calor. Muchas reacciones químicas desprenden calor (cualquier combustión), son exotérmicas Sin embargo, otros procesos absorben calor del entorno, son endotérmicos. El proceso de vaporización del agua líquida es endotérmico ya que requiere un aporte de calor.

El lugar de la Tierra en el Universo

ASTRONOMIA El lugar de la Tierra en el Universo por Ezequiel Del Bianco 7 YEARS AGO 4 MINUTE READ El Universo es demasiado grande, eso es algo que todos sabemos, y nuestro planeta no es más que un punto azul pálido flotando en la inmensidad. Pero esa inmensidad tan grande no es inconmensurable: los avances científicos han logrado darle redondez a la Tierra, quitarla del centro de todo, y últimamente sabemos cada vez más con más exactitud dónde estamos y qué somos. En otra ocasión ya habíamos visto que si la Tierra fuera del tamaño de una naranja, la Luna sería una nuez girando a casi cuatro metros de distancia, y que si viésemos al Sol del tamaño de un CD en la pantalla del monitor, necesitaríamos 60 pantallas puestas una junto a otra para llegar a

nuestro planeta, y 2350 a Plutón. Lo se, Plutón no es más un planeta. El gráfico sobre el Sistema Solar fue publicado en Amazings, y alguien dejó un enlace a un interesante gráfico que se explica en este artículo. En el primero de estos contenedores cilíndricos, encontramos a nuestro planeta, que tiene unos 12.000 Km de diámetro, en cuyo caso ese cilindro mediría unos 25.000. Si comenzamos a alejarnos, pasando las órbitas de todos los planetas (y Plutón), nos encontramos con el Cinturón de Kuiper, que es una región de alta densidad de asteroides. Comparado con el resto, claro, porque si estuvieras ahí ni siquiera lo notarías. Ese cinturón se extiende hasta los 15.000.000.000 kilómetros, por lo que el contenedor tiene un diámetro casi un millón de veces mayor que el anterior.

Para seguir hablando de medidas, hay que usar una unidad de distancia mayor, así evitamos perdernos en los millones de millones. Teniendo en cuenta que la velocidad de la luz es constante, de casi 300.000 kilómetros por segundo, una buena forma de medir distancias tan grandes, es con años luz. Un año luz es la distancia que recorre un rayo de luz en un año. Para tener una referencia, son 9.467.280.000.000 km. Y dado que es un número tan grande, pensemos que la luna está a 1,2 segundos luz, y el Sol a 8 minutos luz. El primer contenedor mediría 0,06 segundos luz. El contenedor del Sistema Solar mediría poco más de un día luz (la luz tardaría unas 28 horas en ir de un lado al otro. A las dos sondas espaciales Voyager, que son los objetos artificiales que más lejos han llegado desde la Tierra, les tomó unos 30 años llegar hasta ahí. Si nos continuamos alejando, bastante por cierto, a unos 4 años luz de distancia se encuentra la estrella Próxima Centauri, y el contenedor tiene un tamaño de unos 30 años luz, representando a la Nube Interestelar Local, que contiene un puñado de menos de 50 estrellas. Un viaje a cualquiera de ellas tendría una duración de cientos o miles de años, e implicaría estar todo ese tiempo viajando por el vacío casi absoluto, totalmente alejado de cualquier fuente de energía (las estrellas más cercanas, y hasta el Sol serían igual de intensas que el cielo nocturno). Hay que notar que el tamaño de cada estrella ahí no está a escala respecto a las distancias. En realidad deberían ser tan pequeñas que no se podrían representar. Haciendo clic en la imagen (en todas ellas) puede verse en tamaño completo para leer (y googlear) sus nombres.

El Grupo Interestelar Local no era más que una mota de polvo brillante de nuestra Galaxia: la Vía Láctea. Malas noticias para los geocentristas, porque nos encontramos en uno de sus tantos brazos (llamado Brazo de Orión), a 28.000 años luz del centro. El contenedor tendría el mismo diámetro que la Galaxia, unos 100.000 años luz. Viajar estas distancias es inimaginable. La imagen de la Vía Láctea es una reconstrucción basada en lo que vemos de otras galaxias y de lo que percibimos desde adentro.. porque estamos dentro y nadie podría alejarse lo suficiente como para tomar esa fotografía.

Si bien ya hemos perdido cualquier sentido humano de la realidad hace tiempo, nos seguimos alejando, y encontramos un grupo de 30 galaxias, contenidas en un cilindro de 10 millones de años luz de diámetro al que definimos como Grupo Local. La mayoría de las estrellas que vemos en el cielo nocturno pertenecen a la Vía Láctea, y son: o bien las más cercanas o las más brillantes. Aunque también podemos ver muchos objetos de la galaxia Andrómeda y las dos Nubes de Magallanes. Con objetos me refiero a nubes de polvo y gas iluminados por estrellas, estrellas gigantes a punto de explotar, o remolinos de polvo, planetas y estrellas que brillan al acelerar en caída libre rumbo a un agujero negro.

En la siguiente imagen se ilustra el Supercúmulo de Virgo, que es una región con un diámetro de 110 millones de años luz e incluye a más de 100 cúmulos de docenas de galaxias cada uno. En la Wikipedia en inglés hay algunos mapas algo más comprensibles (aunque menos ilustrativos).

Los supercúmulos se encuentran distribuídos en diferentes filamentos, parecidos a telas de araña o redes neuronales. La gravedad tiende a atraerlos y formar hilos más compactos. Entre cada hilo se encuentran burbujas de nada extremadamente grandes, son los espacios más vacíos del Universo. El Supercúmulo de Virgo es uno de los más grandes en nuestro Complejo de Supercúmulos, de 250 millones de años luz.

Estos supercúmulos forman una maraña de mil millones de años luz, que forman todo el Universo observable. Eso significa que podría ser mucho más grande, pero la luz de tan lejos todavía no ha llegado hasta aquí.

Carl Sagan solía decir que la Astronomía era una experiencia constructora de carácter y humildad. Mediante la cual darnos cuenta de dónde estamos parados y de lo poco relevante que son nuestros problemas y diferencias cuando lo ponemos en perspectiva. En mi opinión no es sólo eso: cuando veo todas estas cosas juntas, no puedo sino preguntarme "¿Cómo saben los científicos todo esto?".

Que tipos de rocas componen la corteza terrestre

La tierra tiene un total de 4.543 millones de años, y durante todo ese tiempo se han ido formando diferentes tipos de roca que hoy en día componen la corteza terrestre. Esas rocas tienen diferentes orígenes, y cada una de ellas se clasifica dentro de un determinado grupo, dependiendo como se formaron. Podemos decir que la corteza terrestre esta formada por tres tipos de rocas diferentes que detallo a continuación.

Contenidos del articulo [ocultar] 

1 Que es la corteza terrestre



2 Tipos de rocas o

2.1 Las rocas magnéticas

o

2.2 Las rocas sedimentarias

o

2.3 Rocas metamórficas

Que es la corteza terrestre Primero de todo debemos tener claro que es la corteza terrestre. La corteza terrestre es la parte mas externa de la estructura solida de la tierra. Es muy delgada si la comparamos con el resto de capas terrestres (manto superior, manto, núcleo externo, núcleo interno), siendo su espesor de apenas 5 kilómetros en el fondo oceánico y de aproximadamente unos 70 kilómetros en las zonas montañosas de los diferentes continentes.

Tipos de rocas Las rocas magnéticas Este tipo de rocas nacieron hace millones de años del magma y son las mas antiguas de todas. Dentro de las rocas magnéticas tenemos dos tipos principales, que son el granito y el basalto. Este ultimo tipo es muy empleado para la construcción ya que es un tipo de roca muy resistente.

Las rocas sedimentarias Surgen de la erosión, como por ejemplo la arena, la grava o el barro, que en la antigüedad se depositaron en el fondo de los océanos y debido a la gran presión que existía sobre ellos fueron endureciéndose. Las rocas sedimentarias mas conocidas son las formadas por pizarra o grava. Rocas metamórficas Este tipo de rocas proceden del grupo anterior, y también fueron formadas por la fuerte presión que existía sobre ellas y la temperatura. Las rocas mas conocidas de este grupo son el mármol, que procede de la piedra caliza, el esquisto, que procede de la arcilla y la pizarra, y por ultimo la cuarcita, que procede de la roca arenisca, pese a ello es una de las rocas mas duras que existen. El orden de aparición en la corteza terrestre es de mayor antigüedad a menor. Intemperismo. Es el proceso de transformación química de las rocas en suelo por eso se dice que la formación de suelo es sinónimo de intemperismo. Acción sobre las rocas El intemperismo en las rocas ígneas y metamórficas cambia los sólidos densos en materiales suaves y porosos que forman partículas que difieren en composición química y estructura a los minerales originales. El intemperismo provoca cambios menos intensos en las rocas sedimentarias. Cuando las rocas quedan expuestas en la superficie terrestre las condiciones físicas de erosión, congelamiento y fusión del agua, calentamiento y enfriamiento disgregan lentamente las rocas pero el cambio más grande lo provocan los cambios químicos por la acción del agua, el oxígeno, el dióxido de carbono y compuestos orgánicos. Descomposición de los minerales del suelo Es debida a la tendencia de los iones a disolverse en agua, luego algunos de los iones se combinan para formar nuevos compuestos sólidos que son estables en las condiciones de la superficie terrestre. Como la composición de la solución de suelo puede cambiar después de cierto tiempo y provocar que los nuevos minerales del suelo se disuelvan y puedan formar otros compuestos. Los cambios químicos se suceden de manera continua hasta formar compuestos de mayor estabilidad. Cuando la disolución del mineral es completa sin que exista precipitación posterior se le llama disolución congruente y cuando ocurre precipitación se le llama disolución incongruente. Los iones que forman enlaces químicos débiles con otros iones tienden a permanecer en solución, mientras que los iones que se enlazan fuertemente con otros tienden a precipitar. Tipos de iones Los iones que permanecen en el suelo se consideran resistentes al intemperismo y los iones que tienden a formar solución de suelo se consideran intemperizables y son lixiviados fácilmente de los suelos.

Ejemplos de Intemperismo Una roca ígnea como el feldespato albita que al caerle agua sobre la superficie a temperatura y presión ambientes se disuelve, y ocurren los procesos representados por las ecuaciones químicas siguientes:

Intemperismo Na Al Si3 O8+ 4 H2O + 4 H+ <==> 3 Si(OH)4 +Na+ +Al3+ El ion sodio permanece en solución y al aumentar la concentración del Si(OH)4 y del Al3+ se forma la caolinita, Al2Si2O5(OH)4 y a concentraciones bajas la gibsita, Al(OH)3, según las ecuaciones químicas: Al3+ + Si(OH)4 + 1/2 H2O <=====> 3 H+ +1/2 Al2Si2O5(OH)4 Al3 + + 3 H2O<==> 3H+ + Al(OH)3 El ion Na+ y el Si(OH)4 permanecen formando solución de suelo. Cuando una segunda capa de agua desplaza al Na+ y al Si(OH)4 en solución continúa el proceso de intemperismo. El dióxido de carbono contenido en el aire de los poros del suelo reaccionan con el agua formando ácido carbónico que libera protones hidrógeno y iones bicarbonato favoreciendo la continuación del proceso de intemperismo. Se representa mediante la ecuación química: CO2 + H2O <====>H2CO3 <===> H+ + HCO3- También la caolinita puede formar gibsita de acuerdo a la ecuación química: Al2Si2O5(OH)4 + 5 H2O <=====> 2 Si(OH)4 + 2 Al(OH)3 Importancia del proceso para el suelo Con el ejemplo de la intemperización de la albita se puede observar que el intemperismo libera cationes alcalinos que no se pierden debido a que son intercambiados y retenidos, que libera sílice a la solución de suelo que puede ser lixiviado o puede formar minerales secundarios como caolinitas, esmectitas o cloritas que son comunes en los suelos y como la gibsita es insoluble se tiende a acumular el aluminio. El intemperismo produce inicialmente alcalinidad y luego acidez por lo que se puede formar un suelo de pH neutro y el suelo residual se vuelve rico en óxidos hidratados de aluminio y fierro.

Gibsita El intemperismo provoca una uniformidad química relativa entre la superficie de las partículas del suelo y las soluciones de iones del suelo lo que favorece el crecimiento óptimo de los cultivos y la conservación de la vida. Los cationes de los metales alcalinos y alcalinotérreos (principalmente sodio, potasio, magnesio y calcio), haluros, sulfatos y sílice tienden a permanecer en solución. La capacidad del suelo para retener los cationes no es suficiente por lo que son arrastrados por lixiviación hasta el mar. El potasio, magnesio y silicio se mueven más despacio que el sodio, calcio o sulfatos. El fierro, manganeso, titanio y aluminio se precipitan y se acumulan en el suelo. Los cationes divalentes de los metales de transición como el cobre y el zinc se movilizan más fácilmente que los cationes trivalentes y tetravalentes. En la primera etapa del intemperismo, los minerales de las rocas liberan calcio, magnesio, sodio y potasio en forma de óxidos. La mayoría de los cationes alcalinos y alcalinotérreos que quedan después de la intemperización se encuentran en los granos más grandes de mineral no intemperizado. Partículas minerales secundarias cargadas negativamente retienen por adsorción las fracciones más pequeñas de calcio, magnesio, sodio y potasio y están sujetas a la lixiviación que ayuda a controlar el pH del suelo y a proporcionar a elementos esenciales a las plantas.

Concepto de Deslizamientos, Avalanchas y Movimientos de Tierra: Desastres Naturales en los que Interviene el Suelo Durante los últimos meses, los desastres naturales que azotan usualmente a la superficie terrestre han llenado las portadas de los periódicos y boletines informativos. Como edafólogo (que no geomorfólogo) tenía sobrada conocimiento de ellos. Lo que no valoraba debidamente son las terribles consecuencias que acarrean, en todos los aspectos. Generalmente, nos informan de la causa principal de tales tragedias para el hombre. Sin embargo, suele ser necesario ampliar la información para darse cuenta de sus repercusiones. Terremotos, huracanes, tornados, lluvias torrenciales, y otros desastres naturales, perturban la superficie terrestre, alterando la cobertura edafológica, como también la de los regolitos subyacentes y algunos tipos de rocas deleznables. Pues bien, en la mayor parte de las noticias que leo, son estos “movimientos de tierra” en sentido amplio, un factor común que da cuenta de una gran parte de las víctimas que se producen. En este post y el siguiente habaremos de todos estos aspectos.

Corrientes de aguas superficiales y Características de las corrientes

Una corriente no es más que un pequeño comlonente de un sistema mayor. Cada sistema consiste en una cuenca de drenaje, el área de tierra que aporta agua a la corriente. La cuenca de drenaje de una corriente se separa de otra por una línea imaginaria denominada divisoria (Figura AGUSUP21). El tamaño de la divisoria oscila entre un montículo que separa dos pequeños arroyos hasta divisorias continenales, que dividen continentes en enormes cuencas de drenaje. El río Mississippi tiene la mayor cuenca de drenaje de toda Norteamérica (Figura AGUSUP-22). Extendiéndose entre las Montañas Rocosas en el oeste y los Apalaches en el este, el río Mississippi y sus afluentes recogen agua de más de 3,2 millones de kilómetros cuadrados del continente.

Modelos de drenaje Todos los sistemas de drenaje están compuestos por una red interconectada de corrientes que, juntas, forman modelos concretos. La naturaleza de un modelo de drenaje puede variar mucho de un tipo de terreno a otro, fundamentalmente en respuesta a los tipos de rocas sobre los cuales se desarrolla la corriente o al modelo estructural de fallas y pliegues.

Figula AGUSUP-21 Una cuenca de drenaje es la zona de tierra drenada por una corriente y sus afluentes. Las divisorias son los límites que separan las cuencas de drenaje. El modelo de drenaje encontrado con más frecuencia es el modelo dendrítico Figura AGUSUP23A). Este modelo se caracteriza por una ramificación irregular de corrientes tributarias que recuerda al modelo ramificado de un árbol caducifolio. De hecho, la palabra dendrítico significa . El modelo dendrítico se forma donde el sustrato de roca subyacente es relativamente uniforme, como en estratos sedimentarios planos o rocas ígneas masivas. Dado que el material subyacente es esencialmente uniforme en su resistencia a la erosión, no controla el modelo de flujo de corriente. En cambio, el modelo viene determinado fundamentalmente por la dirección de la pendiente del terreno. Cuando las corrientes divergen desde un área central como los radios de una rueda, se dice que el modelo es radial (Figura AGUSUP-23B). Este modelo se desarrolla normalmente en zonas volcánicas aisladas y en elevaciones de tipo domo. En la Figura AGUSUP-23C se ilustra un modelo rectangular, con muchos recodos en ángulo recto. Este modelo se desarrolla cuando el sustrato de roca está entrecruzado por una serie de diaclasas y fallas. Dado que esas estructuras son erosionadas con más facilidad que la roca no fracturada, su modelo geométrico orienta la dirección de las corrientes a medida que excavan sus valles.

En la Figura AGUSUP-23D se ilustra un modelo de drenaje de red enrejada, un modelo rectangular en el cual los afluentes son casi paralelos entre sí y tienen el aspecto de un jardín enrejado. Este modelo se forma en áreas

Figura AGUSUP-22 La cuenca de drenaje del río Mississippi, el mayor río de América del Norte, abarca unos 3 millones de kilómetros cuadrados. Las diylso¡ioJ son los lím¡tes que separan las cuencas de drenaje entre si Ex¡sten cuencas de drenaje y divisorias para todas las corrientes fluviales.

Figura AGUSUP-23 Modelos de drenaje. A. Dendrítico. B. Radial. C. Rectangular D. Enrejada. donde subyacen alternancias de roca resistente y menos resistente y está particularmente bien desarrollado en los Apalaches plegados, donde estratos débiles y fuertes aflojan en cinturones casi paralelos.

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 centrales 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 rocas porque 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 bandejas de 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 GEOEST08). 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. Los anticlinales 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 deun 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.

r evisar 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 GEOESTl3B). 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.

table.MsoNormalTable { font-size: 10pt; font-family: "Times New Roman"; } 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/APT Photos.) 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 GEOEST19). 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 GEOEST22). 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.

Además, las rocas con muchas diaclasas representan un riesgo para las grandes construcciones de ingeniería, entre ellas las autopistas y las presas. El 5 de junio de 1976 se perdieron 14 vidas y casi 1.000 millones de dólares

cuando se derrumbó la presa Teton en Idaho. Esta presa de tierra se había consmrido con arcillas y limos muy erosionables y estaba situada sobre rocas volcánicas muy fracturadas. Aunque se intentó rellenar los huecos de las rocas diaclasadas, el agua fue penetrando gradualmente en las fracturas de las rocas del subsuelo v socavó los cimientos de la presa. Por último. el agua en movimiento excavó un túnel en las arcillas y los limos fácilmente erosionables. En cuestión de minutos la presa se hundió, lanzando un frente de agua de 20 metros de altura aguas abajo de los ríos Teton y Snake. ¿Qué es un terremoto? • •

Un terremoto es una vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía La energía liberada se irradia a partir de un punto en todas las direcciones: el foco

•

La energía se propaga en la forma de ondas

• Alrededor del mundo, las vibraciones son captadas por unos instrumentos muy sensibles: los sismógrafos

¿Qué es un Terremoto?

•

Terremotos y Fallas

• Los movimientos que provocan los terremotos están asociados a grandes fracturas de la corteza terrestre denominadas fallas

• El movimiento de las fallas puede ser explicado por la Teoría de la Tectónica de Placas •

Teoría del Rebote Elástico

•

El mecanismo que produce los terremotos fue explicado por primera vez por H.F. Reid

– Las rocas a ambos lados de una falla son deformadas por la acción de fuerzas tectónicas – Las rocas se flexionan y almacenan energía elástica – La resistencia friccional que mantiene los bloques rocosos juntos es superada a partir de un cierto umbral

Rebote Elástico

¿Qué es un Terremoto? •

Teoría del Rebote Elástico

•

Mecanismos de generación de sismos

– Deslizamiento en el punto de mayor debilidad (el foco) – Las vibraciones (o terremotos) se producen como resultado del retorno de las rocas a su geometría primitiva (rebote elástico) • Los terremotos más frecuentes se producen en fallas preexistentes, cuando las fuerzas tectónicas sobrepasan la resistencia friccional de la superficie de la falla • Precursores y Réplicas • Los ajustes que siguen a un terremoto de gran magnitud y que provocan otros terremotos menores reciben el nombre de réplicas • Los terremotos pequeños que, a menudo, preceden a otro de gran magnitud (horas, días o años)

Sismología •

Sismógrafos: instrumentos que registran las ondas sísmicas

• Registran el movimiento de la Tierra en relación con una masa estacionaria situada dentro de un tambor rotatorio o una cinta magnética

Sismógrafo Horizontal

Sismógrafos

• Se necesita más de un tipo de sismógrafo para registrar el movimiento vertical y horizontal del terreno •

Los registros sísmicos reciben el nombre de sismogramas.

Ondas Sísmicas

Ondas superficiales (Rayleigh y Love) – Tienen un movimiento complejo – Viajan a lo largo de la superficie de la Tierra – Causan la mayor destrucción – Presentan la mayor amplitud y la menor velocidad de propagación – Tienen los mayores periodos (intervalo de tiempo entre dos crestas) Ondas Superficiales

Ondas Sísmicas – Ondas Primarias (P)

– Movimiento regular de compresión/ retracción, que cambia el volumen del material atravesado – Se propagan a través de sólidos y fluidos

– En general, para cualquier sólido, las ondas P viajan alrededor de 1.7 veces más rápido que las ondas S – Ondas Secundarias o de Cizalla (S)

– Movimiento de agitación en la dirección perpendicular al de propagación del rayo sísmico

– Solo se propagan a través de los sólidos

– Menor velocidad de propagación que las P y amplitud algo mayor que estas.

Ondas P

Ondas S

Localización del Foco de un Terremoto •

Términos

– Foco: Lugar dentro de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas se producen – Epicentro: Proyección vertical, en superficie, del foco sísmico • El epicentro de localiza empleando la distinta velocidad de propagación de las ondas P y S

Localización de Terremotos •

Se necesitan los registros de, al menos, tres estaciones sísmicas.

• En cada estación se determina el lapso de tiempo que separa la llegada de la primera onda P y la primera S. • Se dibuja un gráfico de tiempo de viaje de las ondas sísmicas para determinar la distancia que separa el epicentro del terremoto y la estación Localización de Terremotos