Geología Utp 4

 

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GEOLOGÍA ESTRUCTURA ESTRUCTURALL es la rama de la geología que se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición en que aparecen en superficie. Interpreta y entiende la arquitectura de la corteza terrestre y su relación espacial, determinando las deformacioness que presenta y la geometría sub superficial de las estructuras rocosas. deformacione Tipos de deformación  deformación  Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la acción de esfuerzos externos. Nosotros no captamos esa deformación, pero sí podemos saber cuándo una roca está deformada. Estudiando la deformación podemos saber cómo han sido los esfuerzos que la produjero produjeron n y, por tanto, reconstruir la actividad tectónica tectónica pasada en una región. Cualquier material se puede deformar de tres maneras: Deformación elástica: el material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece (por ejemplo una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible. Deformación plástica: la deformación se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformación es irreversible. Deformación frágil: el material se fractura como respuesta al esfuerzo (sería el caso de un vidrio roto). Al igual que la l a anterior, también es irreversible. Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras geológicas reconocibles, como son: Pliegues, cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica. Los materiales Pliegues, se doblan dándonos idea de qué fuerzas los plegaron. Fallas y diaclasas son deformaciones frágiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente,, hay separación entre las partes fracturadas. generalmente FALLAS GEOLÓGICAS  GEOLÓGICAS  En geología una falla es una discontinuidad que se forma en las rocas someras de la Tierra (~200 kms de profundidad) por fracturamiento cuando concentraciones de fuerzas tectónicas exceden la resistencia de las rocas. La zona de ruptura tiene una superficie más o menos bien definida denominada plano de falla y su formación va acompañada de deslizamiento tangencial (paralelo) de las rocas a este plano.

 

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Elementos de una falla   Plano de falla: falla: superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se

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separan en la falla.   Labio levantado: levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro.

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hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado.   Labio hundido:

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Características de una falla  falla  Las siguientes características nos permiten describir las fallas:   Dirección Dirección:: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de falla

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con el eje norte-sur.   Buzamiento Buzamiento:: ángulo que forma el plano de falla con la horizontal.

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  Salto de falla: falla: distancia entre un punto dado de uno de los bloques (p. ej. una de

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las superficies de un estrato) y el correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla.   Escarpe Escarpe:: distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical.

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Fallas activas e inactivas Se denomina fallas activas a aquellas de las l as que los registros históricos demuestran que siguen deslizando. El deslizamiento puede ser repentino en forma de saltos lo que da lugar a sismos, seguido de periodos de inactividad. Los sismos más grandes han sido originados por saltos de 8 a 12 m. El deslizamiento también puede darse de manera lenta y continúa, solo perceptible con instrumentos tales como estaciones GPS después de varios años de observaciones. El primer tipo son fallas sísmicas mientras que el segundo son asísmicas o reptantes. Sin embargo, al considerar intervalos grandes de tiempo del orden de miles de años, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos centímetros por año. Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrés en el sur y centro de California en EUA, el cual ha generado los terremoto terremotoss de San Francisco (M=8.2) en 1905, Los Ángeles (M=6.5) en 1993 y recientemente Hector Mine (M=7) en 1999 y San Luis Obispo (M=6.2) en 2004. La fallas de la parte central del sistema San Andrés, por otra parte, se deslizan asísmicamente. También existen fallas antiguas inactivas creadas en eras geológicas pasadas y que sobreviven como estructuras fósiles hasta nuestros días. Estas no representan ningún peligro para poblaciones cercanas.

 

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Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento  movimiento 

Tipos fundamentales de fallas: a) Falla inversa b) Falla Fa lla normal c) Falla de desgarre. Falla inversa. inversa. Este tipo de fallas se genera por compresión horizontal. El movimiento es preferentemente horizontal y el plano de falla tiene típicamente un ángulo de 30 grados respecto a la horizontal. El bloque de techo se encuentra sobre el bloque de piso. Cuando las fallas inversas presentan un manteo inferior a 45º, estas pasan a tomar el nombre de cabalgamiento cabalgamiento.. Falla normal. normal. Este tipo de fallas se generan por tensión horizontal. El movimiento es predominantemente vertical respecto al plano de falla, el cual típicamente tiene un ángulo de 60 grados respecto a la horizontal. El bloque que se desliza hacia abajo se le denomina bloque de techo, techo, mientras que el que se levanta se llama bloque de piso.. Otra manera de identificar estas fallas es la siguiente. Si se considera fijo al piso bloque de piso (aquel que se encuentra por debajo del plano de falla) da la

 

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impresión de que el bloque de techo cae con respecto a este. Conjuntos de fallas normales pueden dar lugar a la formación de horsts y grábenes. Falla de desgarre. desgarre. Estas fallas son verticales y el movimiento de los bloques es horizontal. Estas fallas son típicas de límites transformantes de placas tectónicas. Se distinguen dos tipos de fallas de desgarre: derechas e izquierdas. Derechas, o diestras, son aquellas en donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la derecha, mientras que en las izquierdas, o siniestras, es el opuesto. También se les conoce como fallas transversale transversales. s. Asociaciones de fallas  fallas  Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras:   Fallas escalonadas: escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos.   Escamas tectónicas: tectónicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos.   Pilar tectónico: tectónico: conjunto de fallas normales que forman una estructura 

 

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convexa. Cadena cabalgante: cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa. Fosa tectónica: tectónica: conjunto de fallas normales que forman una estructura cóncava. Horst:: asociación de pilares tectónicos y fosas tectónicas, alternativamente. Horst alternativamente. Manto de corrimiento: corrimiento: pliegue recumbente en el que se ha llegado a producir una falla entre el flanco superior y el inferior, de modo que aquel se desplaza sobre éste.

Un macizo tectónico, tectónico, también llamado pilar tectónico o Horst Horst,, es una región elevada limitada por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que a los lados del horst haya series de fallas normales; en este caso, las vertientes de las montañas estarán formadas por una sucesión de niveles escalonados. En general, los macizos tectónicos son cadenas montañosas alargadas, que no aparecen aisladas, sino que están asociadas a fosas tectónicas. Una fosa tectónica o "graben" es una asociación de fallas que da lugar a una región deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas tectónicas se producen en áreas en las que se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilómetros de ancho y varios miles de kilómetros de longitud. Los valles se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor.

 

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(1) Horst Horst,, (2) Fosa tectónica, (3) Falla Graben: El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en un ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km. Un Horst o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral. Morfológicamente un graben puede aparecer como valle o como cerro, un horst puede formar morfológicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas). Falla de transformación  transformación (Transform fault)  Fallas de transformación son fallas de rumbo especiales. Este tipo de fallas se puede encontrar en el fondo marino, arriba de una placa oceánica. La génesis de placa oceánica en el lomo central oceánico no funciona con la misma velocidad en todos sectores. Significa un segmento tiene una velocidad alta un otro segmento una velocidad baja. doscentral segmentos muestranse entonces desplazamiento entre La sí. Al otro lado delLos lomo los segmentos muevenuna hacia el otro continente.

 

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misma falla de transformación puede ser una falla sinistral en un sector y en el otro sector una falla destral. Normalmente los fallas de rumbo no cambian su sentido dextral o sinistral. FALLAS CON DESPLAZAMIEN D ESPLAZAMIENTO TO VERTICAL: Entre el grupo de las fallas verticales se puede distinguir fallas normales y fallas inversas. Fallas normales son un producto de fuerzas extensionales, fallas inversas i nversas un producto de fuerzas de compresión. Idea para diferenciar entre falla normal e inversa: Una falla normal produce un "espacio". Se puede definir un sondaje vertical sin encontrar un piso (o techo) de referencia. Una falla inversa produce una "duplicación": Se puede definir un sondeo vertical para encontrar el mismo piso (o techo) de referencia dos veces. Antitética-Homotetica   Antitética-Homotetica En conjunto con falla normal - falla inversa se puede usar "antitetica" y "homotetica". La palabra antitetica indica que la falla y los estratos se inclinan hacia los direcciones opuestos. Homotetica significa, que los estratos y la falla tienen la misma dirección de inclinación Fallas con desplazamien desplazamiento to horizontal: horizontal:   Existen principalmente dos tipos de fallas con un desplazamiento horizontal: Fallas con un sentido del movimiento sinistral (contra reloj) y fallas con un sentido del desplazamiento destral (sentido del reloj). PLEGAMIENTO   PLEGAMIENTO Plegamiento: también pliegue pliegue,, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí. Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales, originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento. Formación de pliegues (inglés: folds):  folds): 

 

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Principalmente existen dos tipos de materiales a respeto de su manera de deformación: Materiales frágiles y materiales dúctiles. Materiales frágiles muestran con aplicación de una fuerza al primero solo una deformación elástica. (Deformación elástica: El material vuelve a su estado original). Con mayores fuerzas estos materiales se rompen sin mostrar una deformación plástica. Ejemplo: La tiza puede sufrir una cierta cantidad de fuerzas, pero nunca se deforma plásticamente. En un momento el trozo de tiza se rompe (rotura). Materiales dúctiles: Con pocas fuerzas también también muestran una de deformación formación elástica (hasta aquí se puede volver a su estado principal), pero con la aplicación de más fuerzas el material muestra una deformación plástica, es decir se deforma sin la posibilidad volver a su estado principal. Sí se aumenta más las fuerzas también el material se rompe. Plegamiento es un producto de una deformación plástica, es decir una deformación sin fracturamiento o rompimiento. Las fuerzas provocan una deformación plástica no reversible. Esto tipo de deformación ocurre en algunas tipos rocas principalmente apoyado por un aumento de la temperatura (metamorfismo). En la naturaleza se conocen un sin numero en tipos de pliegues. Los dimensiones pueden ser en milímetros hasta kilómetros Eje del pliegue:  pliegue:  Línea matemática paralela del rumbo principal de la estructura. El eje tiene un azimut y puede ser inclinada. El eje sirve para definir en pocas pocas palabras la corrida de la estructura. Matemáticamente existe una cantidad infinita de ejes en un pliegue. El conjunto de todos ejes se llama Plano Axial.  Axial. 

 

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La Charnela de un pliegue es el punto más curvado ("La curva"). La cresta el punto más elevado. Muchas veces los dos marcan al mismo punto. Anticlinal / Sinclinal  Sinclinal  La ondulación hacia arriba se llama Anticlinal, la ondulación hacia abajo se llama Sinclinal. Un conjunto de pliegues que forma un Sinclinal se llama sinclinorio. Un conjunto de pliegues que forma un gran anticlinal se llama anticlinorio Tipos de pliegues  pliegues  Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características:   Por su forma  forma 

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  Anticlinales Anticlinales:: curvados hacia arriba (forma de A). El núcleo se encuentra

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en la parte inferior y más antigua del pliegue.   Sinclinales Sinclinales:: curvados hacia abajo (forma de U). El núcleo se encuentra en



la parte superior y más moderna del pliegue.   Por su simetría  simetría 

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  Simétricos respecto del plano axial

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  Asimétricos respecto del plano axial.



  Por la inclinación del plano axial  axial 

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  Rectos Rectos:: el plano axial se encuentra en posición vertical.

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  Inclinados Inclinados:: el plano axial se encuentra inclinado.

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  Recumbentes Recumbentes:: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En

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estos casos se puede porducir una inversión del registro estratigráfico.   Por el espesor de sus capas capas  

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  Isópacos Isópacos:: sus capas tienen un espesor uniforme.

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  Anisópacos Anisópacos:: Sus capas no tienen un espesor uniforme.



  Por el ángulo que forman sus flancos  flancos  

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  Isoclinales Isoclinales:: sus flancos son paralelos.

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  Apretados Apretados:: los flancos forman un ángulo agudo.

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  Suaves Suaves:: los flancos fl ancos forman un ángulo obtuso.



Asociaciones de pliegues  pliegues  Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino que se asocian. Las asociaciones más sencillas de pliegues son:   Isoclinorio Isoclinorio:: los ejes de los pliegues son paralelos.

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Anticlinorio:: los ejes de los pliegues convergen por debajo del pliegue, de modo Anticlinorio   que el conjunto de pliegues tiene forma de anticlinal.

  Sinclinorio Sinclinorio:: los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo

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que el conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal.   Descripción de un pliegue (Tipos de pliegues)  pliegues) 

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Para describir un pliegue se puede usar varios parámetros. Depende de la cantidad de la información y de las necesidades de información: a) Angulo interflanco

 

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  b) orientación del plano axial

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  c) simetría al respeto del plano axial

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  d) Comportamiento del eje del pliegue

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  e) Espejo del pliegue

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a) Uso del ángulo interflanco:  interflanco: 

Pliegue isoclinal Pliegue apretado Pliegue cerrado Pliegue abierto Pliegue suave b,c) simetría y orientación del plano axial  axial   Tipos de pliegues (en perfil)

 

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Existe un plano de simetría en el centro del pliegue y los dos flancos se inclinan casi en el mismo ángulo.

Existe un flanco suave (de un un manteo menor) y un flanco con un mante manteo o mayor.

 

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Pliegue volcado: Existe un flanco invertido. En un flanco invertido los estratos más jóvenes se ubican abajo.

Pliegue acostado: Plano axial con orientación horizontal

Pliegues con planos axiales casi paralelos (véase ángulo interflanco): Pliegues isoclinales se puede encontrar en rocas metamórficas con dimensiones de centímetros. d) Eje del pliegue  pliegue  1. Pliegue con eje horizontal: En un pliegue con eje horizontal muestran todos los flancos el mismo rumbo. Los dos flancos solamente tienen una dirección de inclinación incli nación opuesta.

 

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2. Pliegues con eje inclinado muestran diferentes direcciones de inclinación, diferentes rumbos y diferentes manteos.

e) Espejo del pliegue  pliegue 

ANTICLINAL   ANTICLINAL a)  el centro es una eje de simetría b) los dos lados del anticlinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes. c) los estratos se inclinan siempre hacia los flancos. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta.

 

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f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en los flancos los más jóvenes.

Sinclinal   Sinclinal a) el centro es una eje de simetría b) los dos lados del sinclinal muestran direcciones (de inclinación) diferentes (opuestos; 180º). c) los estratos se inclinan siempre si empre hacia el núcleo. d) en el centro el manteo es pequeño o cero (estratos horizontales) e) del centro hacia los flancos el manteo se aumenta. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más jóvenes en los flancos los más antiguos.

 

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Todos los estratos tienen una resistencia contra la meteorización diferente. Los estratos más blandos erosionan más rápido como los estratos de mayor dureza. Entonces, valles o quebradas quebradas usan frecuentemen frecuentemente te la corrida de un estrato blando. Anticlinales pueden formar valles o quebradas, sí los estratos del núcleo son relativamente blando. LA SISMOLOGÍA SISMOLOGÍA   La sismología (del griego seismos= sismos y logos= estudio) es la rama de la geología que se encarga del estudio de terremotos y la propagación de las ondas elásticas (sísmicas) que estos generan por el interior y superficie de la Tierra. Un fenómeno que también es de interés es el procesos de ruptura de rocas, ya que este es causante de la liberación de ondas sísmicas. Un campo relacionado es la paleosismología. La sismología también incluye el estudio de maremotos y marejadas asociadas (tsunamis) y trepidaciones previas a erupciones volcánicas. En general los terremotos se originan en los límites de placas tectónicas y son producto de la acumulación de esfuerzos por interacciones entre dos o más placas. Enviando ondas sísmica desde un punto hacia otro, se pudo completar un mapa del interior de la Tierra a una resolución de varios cientos de kilómetros. Este proceso permitió a los científicos identificar celdas de convección, plumas del manto y otras importantes características. ONDA SÍSMICA  SÍSMICA  Las ondas sísmicas (u ondas elásticas) son la propagación de perturbaciones temporales del campo de esfuerzos que generan pequeños movimientos en un medio. Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente (en general por explosiones). La sísmica es la rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploración del petróleo. Tipos de ondas Ondas de cuerpo

 

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Las ondas de cuerpo viajan a través del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos debido a la variada densidad y composición del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de refracción de ondas de luz. Las ondas de cuerpo transmiten los temblores preliminares de un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo son divididas en dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).  (S).  Ondas P Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material. Velocidades típicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito.

Ondas S Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación, alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos debido a que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material sólido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente más fuerte que ésta. Por ejemplo en el núcleo externo, que es un medio líquido, no permite el paso de las ondas S.  S.  Ondas superficiales Las ondas superficiales son análogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y son por ende las ondas sísmicas más destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love.  Love.  Ondas Rayleigh Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt. S trutt.  

 

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Ondas Love Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemático británico que creó un modelo matemático de las ondas en 1911. Sísmica Las ondas sísmicas también se utilizadas en la exploración petrolera y son generadas de diferentes formas: 1.  Minisismos generados por dinamita colocada en un pozo creado que pueden variar solo unas decenas de metros de profundidad. 2.  Minisismos generados con un cable explosivo llamado geoflex. 3.  Minisismos generados por vehículos llamados vibradores, éstos son vehículos de varias toneladas de peso que tienen una plataforma de unos 3 por 4 metros de área, y conyun sistema eléctrico y mecánico-hidráulico se monta sobre la placa con todo elelectrónico, peso del vehículo golpea el suelo. Estos métodos de generación de ondas sísmicas se hacen con el fin de crear un rebote de estas ondas y que sean capturadas por unos dispositivos llamados sismodetectores o geófonos, los cuales a partir del movimiento que recibe del suelo genera una fuerza electromotriz (fem), por un efecto de inducción electromagnética electromagné tica de acuerdo a los principios de la Ley de Faraday. Esta fuerza electromotriz (fem) generada es enviada a un equipo llamado sismógrafo, el cual hace un registro de varios canales y estos registros son grabados en un medio magnético como una cinta magnética de carrete, un cartucho ó incluso en un disco duro. Posteriormente estos registros son enviados a un centro de proceso sismológico para hacerle algunas correcciones y obtener una gráfica que representa una fotografía de las estructuras de las capas del subsuelo. TERREMOTOS   TERREMOTOS Se denomina sismo sismo,, seísmo o terremoto a las sacudidas o movimientos bruscos del terreno generalmente producidos por disturbios tectónicos o volcánicos. En algunas regiones de América se utiliza la palabra temblor para indicar movimientos sísmicos menores y terremoto los de mayor intensidad. En ocasiones utiliza maremoto para denominar lospara sismos que ocurren en el mar. La cienciaseque se

 

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encarga del estudio de los sismos, sus fuentes y de cómo se propagan las ondas sísmicas a través de la Tierra recibe el nombre de sismología. Origen   Origen El origen de la gran mayoría de los terremotos se encuentra en una liberación de energía producto de la actividad volcánica o a la tectónica de placas. Los terremotos tectónicos se suelen producir en zonas donde la concentración de fuerzas generadas por los límites de las placas tectónicas dan lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie de la Tierra. Es por esto que los sismos de origen tectónico están íntimamente asociados con la formación de fallas geológicas. Suelen producirse al final de un ciclo denominado ciclo sísmico, sísmico, que es el período de tiempo durante el cual se acumula deformación en el interior de la Tierra que más tarde se liberará repentinamente. Dicha liberación se corresponde con el terremoto, terremoto, tras el cual, la deformación comienza a acumularse nuevamente. A pesar de que la tectónica de placas y la actividad volcánica son la principal causa por la que se producen los terremotos, existen otros muchos factores que pueden dar lugar a temblores de tierra: desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas, hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presión atmosférica por ciclones e incluso actividad humana. Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de microsismos microsismos,, temblores que solo pueden ser detectados por sismógrafos. si smógrafos. El punto interior de la Tierra donde se produce el sismo se denomina foco sísmico o hipocentro,, y el punto de la superficie que se halla directamente en la vertical del hipocentro hipocentro- y que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida -recibe el nombre de epicentro epicentro..

 

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El movimiento sísmico se propaga mediante Ondas elásticas (similares al sonido), a partir del hipocentro. Las ondas sísmicas se presentan en tres tipos principales: dos de ellas son ondas de cuerpo que solo viajan por el interior de la Tierra y el tercer tipo corresponde a ondas superficiales, y son las responsables de la destrucción de obras y pérdida de vidas humanas.   Ondas longitudinales, primarias o P: P : tipo de ondas de cuerpo que se propagan a

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una velocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la vibración de las partículas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto líquidos como sólidos. Son las primeras que registran los aparatos de medida o sismógrafos, si smógrafos, de ahí su nombre "P" o primarias.   Ondas transversales, secundarias o S: S : son ondas de cuerpo más lentas que las

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anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmen perpendicularmente te en el sentido de vibración de lasenpartículas. Atraviesan únicamente los sólidos y se registran en segundo lugar los aparatos de medida.   Ondas superficiales: superficiales: son las más lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la

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interacción entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la Tierra. Son las que producen más daños. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este tipo de ondas son las que se registran en último lugar en los sismógrafos. Clases   Volcánicos Volcánicos:: directamente relacionados con las erupciones volcánicas. Son de

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poca intensidad y dejan de percibirse a cierta distancia del volcán. Sólo en las

 

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explosiones de caldera, como las de Santorini o Krakatoa alcanzan grandes intensidades.   Tectónicos Tectónicos:: originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele

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encontrarse localizado a 10 ó 25 kilómetros de profundidad, aunque algunos casos se llegan a detectar profundidades de hasta 70 kilómetros y también pueden ser más superficiales. Se producen por el rebote elástico que acompaña a un desplazamiento de falla.   Batisismos Batisismos:: su origen no está del todo claro, caracterizándose porque el

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hipocentro se encuentra localizado a enormes profundidades (300 a 700 kilómetros), fuera ya de los límites de la litosfera. Se pueden deber a transiciones críticas de fase en las que materiales que subducen se transforman bruscamente, al alcanzarse cierto valor de presión, en otros más compactos. Registro de intensidad de los Sismos Los aparatos utilizados para el registro gráfico de los movimientos sísmicos reciben el nombre de sismógrafos, y la gráfica donde va quedando plasmada la amplitud y duración del paso de las ondas, sismograma. si smograma. La intensidad se mide por los efectos destructivos que ha tenido el seísmo sobre los bienes humanos y para ello se emplean unas escalas cualitativas que expresan en "grados" los anteriores efectos. Las más empleadas son las de Mercalli y Richter:   Escala de Richter: una escala logarítmica que se usa para medir la energía

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liberada por un terremoto. Mide magnitud.   Escala de Mercalli: es una escala cualitativa usada para medir "intensidad" o los

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efectos causados por terremotos en edificios, construcciones y personas. Se denominan curvas isosistas a las que unen los puntos donde el terremoto ha tenido igual intensidad y se sitúan rodeando al epicentro. Las curvas homosistas  homosistas  son las que unen los puntos donde el terremoto se ha sentido a la misma hora Distribución geográfica No todas las regiones de la Tierra son igualmente propensas a las sacudidas sísmicas. Estudiando la distribución de los hipocentros de los distintos terremotos que han tenido lugar a lo largo de la historia, se ha dividido la superficie terrestre en tres zonas distintas:

 

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Regiones sísmicas: sísmicas: zonas activas de la corteza terrestre muy propensas a sufrir grandes movimientos sísmicos. Suelen coincidir con regiones donde se levantan cadenas montañosas de reciente formación (orogénesis). Regiones penisísmicas: penisísmicas: zonas en las que sólo se registran terremotos débiles y no con mucha frecuencia. Regiones asísmicas: asísmicas: zonas muy estables de la corteza terrestre en las que raramente se registran terremotos. Son sobre todo regiones muy antiguas de corteza de tipo continental (escudos). TECTÓNICA DE PLACAS  PLACAS  La tectónica de placas (del griego "el que construye" τεκτων, tekton) es la teoría científica que establece que la litósfera (la porción superior más fría y rígida de la Tierra) está fragmentada en una serie de placas o baldosas que se desplazan sobre el manto terrestre fluido (astenosfera). Esta teoría también describe el movimiento de las placas, sus direcciones e interacciones Las diferentes placas se desplazan con velocidades del orden de 5 cm/año lo que es, aproximadamente, la velocidad con que crecen las uñas de las manos. Dado que se desplazan sobre la superficie finita de la Tierra, éstas interaccionan unas con otras a lo largo de sus fronteras o límites , provocando intensas deformaciones en la corteza y litósfera de la Tierra, lo que da lugar a grandes cadenas montañosas (verbigracia los Andes y Alpes) y grandes sistemas de fallas asociadas con estas (verbigracia el sistema de fallas de San Andrés). El contacto por fricción entre los límites de las placas es responsable de la mayor parte de terremotos. Otros fenómenos asociados son la creación de volcanes (especialmente notorios en el cinturón de fuego del Pacífico) y las fosas oceánicas. Existen en total, 14 placas principales:                

Placa Africana Placa Antártica Placa Arábiga Placa Australiana Placa del Caribe Placa Escocesa Placa Euroasiática Placa Filipina   Placa India

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Placa Juan de Fuca Placa de Nazca Placa Pacífica Placa Norteamer Norteamericana icana Placa Sudamericana

Estas, junto a otro grupo más numeroso de placas menores se mueven unas contra otras y se dan tres tipos de bordes: convergente (dos placas chocan una contra la otra), divergente (dos placas se separan) y transformante (dos placas se deslizan una junto a otra). La teoría de la téctonica de placas se divide en dos partes, la de deriva continental, propuesta por Alfred Wegener en la década de 1910 y la de expansión del fondo océanico, propuesta y aceptada en la década de 1960, que mejoraba y ampliaba a la anterior. Desde su aceptación ha revolucionado las ciencias de la Tierra, con un impacto comparable al que tuvieron las teorías de la gravedad de Isaac Newton y Albert Einstein en la Física o las leyes de Johannes Kepler en la Astronomía. Origen de las placas tectónicas Se piensa que el origen de las placas se debe a corrientes de convección en el interior del manto las cuales fragmentan a la litósfera. Las corrientes de convección son patrones circulatorios que se presentan en fluidos que se calientan en su base. Al calentarse la parte inferior del fluido se dilata y por lo tanto emerge una fuerza de flotación que hace que el fluido ascienda. Al alcanzar la superficie se enfría, desciende y se vuelve a calentar, estableciéndose un movimiento circular auto-organizado. En el caso de la Tierra se sabe, a partir de estudios de reajuste glaciar, glaciar, que la astenosfera se comporta como un fluido en escalas de tiempo de miles de años y se considera que la fuente de calor es el núcleo terrestre. Éste se estima que tiene una temperatura de 4500 grados C. De esta manera, el papel de las corrientes de convección en el interior del planeta es el de liberar el calor original almacenado en su interior adquirido durante su formación. Así, en zonas donde dos placas se mueven en direcciones opuestas (como es el caso de la placa Africana y de Norte América que se separan a lo largo de la cordillera del Atlántico) las corrientes de convección forman nuevo piso oceánico, caliente y flotante, formando las cordilleras meso-oceánicas o centros de dispersión. Conforme se alejan de los centros de dispersión las placas se enfrían, tornándose más densas y

 

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hundiéndose en el manto a lo largo de zonas de subducción donde el material litosférico es fundido y reciclado. Una analogía frecuentemente empleada para describir el movimiento de las placas es que éstas "flotan" sobre la astenosfera como el hielo sobre el agua. Sin embargo, esta analogía solo es parcialmente válida ya que las placas tienden a hundirse en el manto como se describió anteriormente. Antecedentess históricos Antecedente La tectónica de placas tiene su origen en dos teorías que le precedieron: la teoría de la deriva continental y la teoría de la expansión del piso oceánico. oceánico. La primera fue propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX y pretendía explicar el intrigante hecho de que los contornos de los continentes ensamblan entre sí  como un rompecabezas y que éstos tienen historias geológicas comunes. Esto sugiere que los continentes estuvieron unidos en el pasado formando un supercontinente llamado Pangea que se fragmentó durante el período Pérmico, originando los continentes actuales. Esta teoría fue recibida con escepticismo y eventualmente rechazada porque el mecanismo de fragmentación (deriva polar) no podía generar las fuerzas necesarias para desplazar las masas continentales. La teoría de expansión del piso oceánico fue propuesta hacia la mitad del siglo XX y está sustentada en observaciones geológicas y geofísicas que indican que las cordilleras meso-oceánicas funcionan como centros donde se genera nuevo piso oceánico conforme los continentes se alejan entre sí. La teoría de la tectónica de placas fue forjada principalmente entre los años 50 y 60 y se le considera la gran teoría unificadora de las Ciencias de la Tierra, ya que explica una gran cantidad de observaciones geológicas y geofísicas de una manera coherente y elegante. A diferencia de otras ramas de las ciencias, su concepción no se le atribuye a una sola persona como es el caso de Newton o Charles Darwin. Fue producto de la colaboración internacional y del esfuerzo de talentosos geólogos (Tuzo Wilson, Walter Pitman), geofísicos (Harry Hess, Alan Cox) y sismólogos (Linn Sykes, Hiroo Kanamori, Maurice Ewing), que poco a poco fueron aportando información acerca de la estructura de los continentes, las cuencas oceánicas y el interior de la Tierra. Límites de Placas

 

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Son los bordes de una placa y es donde se presenta la mayor actividad "tectónica" (sismos, formación de montañas, actividad volcánica) ya que es en éstos, donde se da la interacción entre placas. Hay tres clases de límite: lí mite:   Divergentes Divergentes:: son límites en los que las placas se separan y, por lo tanto, emerge

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magma desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia Eu rasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica).   Convergentes Convergentes:: son límites en los que una placa choca contra otra, formando una

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zona de subducción (si una de las placas se hunde debajo de la otra) o un cinturón orogénico (si las placas chocan y se comprimen). Son también conocidos como "bordes activos".   Transformantes Transformantes:: son límites donde una placa se estrega contra otra a lo largo

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de una falla de transformación En determinadas circunstancias, se forman zonas de límite o borde, donde se unen tres o más placas formando una combinación de los tres tipos de límites. Límite Divergente o constructivo En los límites divergentes, las placas se alejan y el vacío que resulta de esta separación es rellenado por material de la corteza, que surge del magma de las capas inferiores. Se cree que el surgimiento de bordes divergentes en las uniones de tres placas está relacionado con la formación de puntos calientes. En estos casos, se junta material de la astenosfera cerca de la superficie y la energía cinética es suficiente para hacer pedazos la litósfera. El punto caliente que originó la dorsal mesoatlántica se encuentra actualmente debajo de Islandia, y el material nuevo ensancha la isla algunos centímetros cada siglo. Un ejemplo típico de estos tipos de límite lí mite son las dorsales océanicas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica) y en el continente por las grietas como el Gran Valle del Rift. Límite Convergente o destructivo  destructivo  Las características de los bordes convergentes dependen del tipo de litósfera de las placas que chocan. Cuando una placa océanica (más densa) choca contra una continental (menos densa) la placa océanica es empujada debajo, formando una zona de subducción. En la superficie, la modificación topógrafica consiste en una fosa océanica en el agua y un grupo de montañas en tierra.

 

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Cuando dos placas continentales colisionan, se forman extensas coridlleras. La cadena del Himalaya es el resultado de la colisión entre la placa Índica y la placa Euroasiática. Cuando dos placas océanicas chocan, el resultado es un arco de islas (por ejemplo, Japón) Límite Transformante o conservativo  conservativo  El movimiento de las placas a lo largo de las fallas de transformación puede causar considerables cambios en la superficie, especialmente cuando esto sucede en las proximidades de un asentamiento humano. Debido a la fricción, las placas no se deslizan; sino que se acumula tensión en ambas placas que, al llegar a un nivel que sobrepasa el necesario para el movimiento, la energía potencial acumulada es liberada como presión o movimiento en la falla. Debido a la titánica cantidad de energía almacenada, estos movimientos ocasionan terremotos de mayor o menor intensidad. Un ejemplo de este tipo de límite es la falla de San Andrés, ubicada en el Este de Norteamérica, Norteamér ica, que es una de las partes del sistema de fallas producto del roce entre las placa Norteamericana Norteamericana y la del Pacífico TECTÓNICA   TECTÓNICA La forma del relieve terrestres depende en buena medida de cómo estén dispuestos los l os materiales que lo componen. De esto se encarga la tectónica por medio de los movimientos de la corteza terrestre. Existen dos movimientos básicos los verticales o epirogénicos de amplio radio y muy lentos, que tratan de recuperar el equilibrio isostático; y los movimientos horizontales u orogénicos, responsables de los relieves plegados y fracturados. En la actualidad el paradigma que explica el relieve de la Tierra es la tectónica de placas. Epirogénesis La epirogénesis consiste en un movimiento vertical de la corteza terrestre a escala continental. Afectan a grandes áreas interiores de las placas continentales: plataformas y cratones. Son movimientos de ascenso o descenso muy lentos sostenidos (no repentinos) que pueden tener como consecuencia el basculamiento de una estructura como la ocurrida en la península ibérica durante el terciario que tuvo como consecuencia el drenaje de los lagos interiores hacia en atlántico. El basculamiento genera estructuras estructuras monoclinales (con menos de 15º buzamiento y en un solo sentido). También pueden tener como resultado grandes abombamientos, lo que genera estructuras aclinales (no plegadas). Si el abombamiento es ascendente, o positiva, se

 

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llama anteclise; y si el abombamiento es descendente, o negativa, se llama sineclise. Obviamente en las anteclise predominan las rocas de origen plutónico ya que funciona como superficie de erosión, mientras que las sineclise funcionan como cuencas de acumulación por lo que predominan las rocas sedimentarias. Estas estructuras nos dan el relieve aclinal. Tectogénesis u Orogénesis. Los movimientos orogénicos son los movimientos horizontales de la corteza terrestre, teniendo en cuenta que la Tierra es una esfera. Afecta a regiones relativamente pequeña pequeñass aunque de manera generalizada; las grandes orogenias han afectado a todo el globo, pero se expresan puntualmente y en forma de crisis. Son movimientos relativamente rápidos. Se pueden identificar en el relieve tres grandes orogenias: caledoniana, desde el Cámbrico (590 millones de años) hasta el final fi nal del Silúrico (408 millones de años); la herciniana, desde el Devónico (408 millones de años) hasta el final del Pérmico (245 millones de años); y la alpina, desde el Triásico (245 millones de años) hasta el final del Neógeno (1,6 millones de años). Se encuentran rastros de otras orogenias, pero no tienen, apenas, transcendencia morfológica  morfológica  La orogenia genera relieves plegados y fallados. Se pueden considerar tres momentos que corresponden a tres fases de violencia de la orogenia: el plegamiento, en el que se pliegan los materiales blandos; el fallamiento, en el que se rompen los materiales duros y los pliegues; y el cabalgamiento, en el que los materiales se desplazan de su posición original. Se crea, pues, pliegues y fallas. Tectónica de Placas: movimiento de la corteza El material que sube desde las profundidades de la Tierra puede empujar la corteza hacia los lados. La Tierra es especial ya que, en la Tierra, cuando se empuja la corteza, esta empieza a deslizarse.

 

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El deslizamiento de la l a corteza puede demostrarse por dos fenómenos:   la expansión del fondo oceánico, oceánico, donde el fondo del mar se separa para dar

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lugar al nuevo material que sube; y   la deriva continental, continental, donde un continente se separa para dar lugar al nuevo material ascendente. El 'Gran Valle del Rift" de África Oriental es un ejemplo.

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Cuando dos secciones de la corteza terrestre se encuentran, varias cosas pueden suceder: 1.  una placa es forzada hacia abajo; 2.  se crean montañas; 3.  se forman volcanes; 4.  se originan islas; y se forma forman n fallas sísmicas 2.  Cuando se encuentran estas cosas en la superficie de un planeta significa que la superficie del planeta está moviéndose. Apenas hay unos pocos planetas, además de la Tierra, cuyas superficies se mueven.

 

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ESTRATIGRAFÍA   ESTRATIGRAFÍA La estratigrafía, como parte de la Geología, estudia aquellos estratos constituidos de cuerpos rocosos, reconociendo en ellos formas, composiciones litológicas, propiedades geofísicas y geoquímicas, sucesiones originarias, relaciones de edad, distribución y contenido fosilífero. Todas estas características sirven para reconocer y reconstruir secuencialmente eventos geológicos tales como el avance o retiro del mar, plegamientos o las extinciones ocurridas a determinados organismos en el transcurso del tiempo geológico. Las subdivisiones del tiempo geológico es estudio de la Cronoestratigrafía. Las unidades estratigráficas o "Stratigraphics Units" son cuerpos rocosos de la corteza terrestre individualizados y descriptos dentro de los estudios geológicos relativos a regiones diversas. Se pueden hacer dos distinciones entre unidades litoestratigráficas y bioestratigraficas. Las unidades litoestratigraficas o "Lithoestratigraphics units" Son subdivisiones efectuadas en base a características litológicas y a la posición en la sucesión de llos os estratos. En orden jerárquico de la mayor a la menor se pueden diferenciar en:          

Supergrupo  Supergrupo  Grupo   Grupo Formación   Formación Miembro   Miembro Estrato o Piso  Piso  La formacion o "formation"  "formation"  La formación es la unidad fundamental que caracteriza a una unidad litoestratigráfica. •

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Se define como un cuerpo rocoso uniforme en su litología, distinto a la unidad en sí, donde se comprende. La formación puede ser compuesta de un solo tipo de roca

 

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característica o de otra clase que se alternen, se repiten o se asocian formando una unidad propia. Las formaciones son caracterizadas por la litología prevaleciente o particular que la forman y por el nombre del lugar en la cual son mejores representadas las sucesiones de los estratos, donde se determinan las secciones-tipo o "type section" y areas-tipo. Si no se encuentra un tipo de litología prevalente o característica en la zona se utiliza la denominación Form Formación ación seguido del nomb nombre re de la localidad, como por ejemplo las Formación Chapadamalense en Argentina. Para definir una formación es necesario indicar y describir la sección tipo y eventualmente otras secciones laterales de referimiento. Siempre es fundamental destacar, en la formación, la composición litológica; el espesor de los estratos; el contenido fosilífero; las relaciones secuenciales vertical y horizontalmente con las formaciones circundantes; las variaciones que se pueden presentar intrínsicamente en distintas áreas y finalmente a la edad dentro del tiempo geológico a la cual corresponde. El grupo o "group"  "group"  Son un conjunto de formaciones unidas en conjunto. Esta unidad estratigráfica se utiliza excepcionalmente, sólo cuando las formaciones circundantes tienen entre si cierta afinidad. Miembros o members  members  Son subdivisiones de la formaciones. Se indica el miembro y luego el nombre de la localidad y la formación. Estratos o Pisos : Bed  Bed  Es la unidad mas pequeña de la formación. Raramente un estrato en particular y solamente cuando se detectan estratos con características fijas como ser determinados patrones fosilíferos se indican con una denominación particular. Dentro de los estratos son muy importantes los estratos guía o "key beds", "marker beds" y los horizontes guía "key horizons" que son unidades con espesores reducidos pero con una continuidad lateral relativa. Unidad bioestratigráfica  bioestratigráfica  Las unidades biestratigráficas (Bioestratigraphics units) se basan en el contenido en fósiles contemporáneos a la sedimentación. Son frecuentes sobre todo en las rocas sedimentarias clásticas en donde los llamados "Reworked fossils" heredados de la erosión de formaciones mas antiguas en las que estaban contenidos. La unidad bioestratigráfica fundamental es la zona bioestratigráfica o biozona ("Biozone") la cual

 

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se denomina con el nombre del fósil con el cual se la caracteriza o fósiles guía (indexfossils). La biozona puede dividirse en sub-biozona eventualmente. La zona de asociación ("Assemblage zone") o cenozona ("cenozone") está representada de un grupo de estratos que contienen una determinada asociación de fósiles, distinta de otras asociaciones contenidas en los estratos adyacentes. Estas zonas son fundamentalmentee de importancia local. Las zonas de distribución ("range zones") son fundamentalment de varios tipos. · Zona de distribución total (Total range biozon biozone) e) Comprende los estratos estratos que abarcan la extensión estratigráfica interna o geográfica de un taxón-guía · Biozona de Acme ("Acma bioz biozone") one") Individualiza un intervalo intervalo estratigráfico en el cual un determinado taxón es particularmente particularmente abundante · Bio-Horizonte ("Biohorizont ("Biohorizont") ") De particular importancia importancia biestratigráfica ya que indica solamente la primer erosión de organismos significativos, así como también marca extinciones ocurridas. Subdivisiones cronoestratigráficas o geocronoló geocronológicas gicas   las subdivisones cornoestratigráficas (crono stratigraphics divisions) son las reparticiones fundamentales sobre las cuales están basadas la cronología geológica relativa En orden jerárguico j erárguico comprenden: · Eonotemas ("Eonothems"): Fanerozoico. · Eratemas ("erathems"): Mesozoico. · Sistemas ("systems"):Jurásicos. · Series ("series"):serie liassica. · Pisos 8stages):Toraciano. Los pisos comprenden al mismo tiempo distintas "cronozonas", cada una de las cuales está caracterizada de una determinada especie fósil. Las cronozonas no necesariamente son subdivisiones de los pisos, pero se refieren a la distribución temporal de cualquier taxón. Se pueden considerar al mismo tiempo a estas zonas como de distribuciones controladas muy bastas de la entidad de amplias provincias bioestratigráficas que son fundadas sobre grupos o especies diversas tales como trilobites del Cambrico, de Graptolites del Ordovicico y el Silúrico, de amonites en el

 

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triásico, jurásico y parte inferior del cretácico, de foraminíferos planctónicos en el Cenozoico. ESPELEOLOGÍA   ESPELEOLOGÍA Etimológicamente, Espeleología es un vocablo de origen griego que significa "estudio de las cavidades" ( Spelaion : cavidad , cueva, caverna ; logos : estudio, tratado de ; el término latino Spelunca tiene la misma traducción. Esta palabra fue acuñada a fines del siglo si glo pasado por el francés Martel E.A., siendo esta persona considerada como el padre de esta actividad. La Espeleología científica tuvo nacimiento a fines del siglo XIX, como derivado de los estudios de arte rupestre en cavernas como Lascaux en Francia, Altamira en España, cuando los científicos comprendieron que el ámbito mismo donde se hallaban esas expresiones de arte prehistórico era también objeto potencial de estudio. En algunos países latinoamericanos como Brasil, Cuba, México, la Espeleología lleva más de medio siglo de desarrollo y cuentan con miles de espeleólogos . Aquí en Argentina la Espeleología es una actividad reciente si tenemos en cuenta que sus inicios no se remontan más allá de la década del 60. Los países con una espeleología organizada se nuclean en la Unión Internacional de Espeleología (U.I.S.), organismo internacional no gubernamental considerado consultor Miembro "B" de la UNESCO La Espeleología se divide en dos partes, la científica, en la cual se reconocen gran diversidad de ramas entre las que podemos encontrar: la Geoespeleología (se ocupa de los aspectos geológicos de la formación de una cavidad), la Bioespeleología ( que entiende en todo lo atinente a las formas peculiares de vida que se desarrollan en las profundidades, donde la oscuridad es permanente y donde casi no hay variaciones de humedad y temperatura), la Antropología (estudia arqueológicamente los restos dejados por el hombre antiguo que habitó las cuevas o las utilizó como lugar de culto), la Paleontología, la Hidrología, la Climatología, Topografía (es un área fundamental e ineludible para los exploradores de cavernas pues ellas les permiten graficar la forma de las mismas a fin de racionalizar exploraciones y estudios posteriores) y la deportiva en el cual se utilizan las cavernas para batir records, entre las actividades deportivas podemos mencionar descensos en rappel en grandes caídas, ya que existen simas (se diferencia por la letra S de la cima de la montaña) que superan los mil metros de descenso vertical, ascenso de las mismas por medio del jumar, progresión dentro de la

 

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caverna, lograr bucear a más distancia y todo aquello que se pueda hallar como generador de adrenalina, es seguro que se realiza dentro de una caverna en la faz deportiva. Pero no hay que dejar de lado que la faz deportiva es una invalorable ayudante en lo que concierne a la faz científica, ya que el espeleólogo se sirve de las técnicas y del material para explorar las cavidades y debido a esas competencias se ha logrado conocer nuevos sitios dentro de una cavidad que de otra forma llevaría mucho tiempo hallarlas o jamás se conocerían. La Espeleología es ante todo una aventura que nos lleva a descubrir aspectos particularmente secretos de la naturaleza, ¡Cuantos desearíamos poder explorar regiones vírgenes de la tierra, ser los primeros en ver lo que nadie o muy pocos han visto! pero tengamos en claro que como cualquier actividad que se realiza ante la naturaleza debemos debemos respetar dos principios básicos: la Seguridad y la NO alteración del medio. Considerada actualmente más bien un deporte, no deja de tener sus orígenes en una ciencia que estudia la morfología de las cavidades naturales del subsuelo. Se investiga, se topográfica y se catalogan todo tipo de descubrimient descubrimientos os subterráneos. Esta ciencia en origen, no puede de ningún modo dejar de considerarse deporte, pues el científico que pretenda estudiar el mundo subterráneo, se verá obligado a ser deportista para superar el exigente esfuerzo que la progresión en dicho medio le exige, así como el dominio de los aparatos y técnicas que le sirven para moverse bajo tierra. Del mismo modo, el espeleólogo que simplemente por deporte se introduce en una cueva, acaba sintiendo por ella curiosidad más allá de la simple práctica deportiva: interés por su geología... (estalactitas, estalagmitas... en cavidades de origen kárstico; estafilitos, cornisas... en cavidades de origen volcánico, etc.); por su biología... (existen formas de vida con distinta adaptación al medio subterráneo, desde seres que simplemente entran en las cavidades para cumplir determinados ciclos biológicos como por ejemplo los murciélagos para criar- u otros que están totalmente adapatos a la vida bajo tierra y morirían fuera de ese hábitat (son los denominados troglobios, y en su mayor parte son invertebrados). De este modo, la espeleología oferta multitud de atractivos, tanto lúdicos como científicos a diversos niveles, lo que hace de ella una actividad muy completa. De modo global, podemos distinguir dos tipos de espeleología, según el tipo ti po de cavidad en que se desarrollan.

 

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Espeleología kárstica  kárstica  Es aquella que se desarrolla en cavidades de origen kárstico, es decir, cavidades excavadas por corrientes de agua en macizos de roca calcárea. Existen también cavidades horadadas en macizos salinos, y otras variantes, pero que al fin y al cabo están originadas por un proceso de disolución de la roca encajante. Estos procesos de disolución se desarrollan de modo muy lento, y pueden tomar millones de años para formar una cavidad y decorarla (las estalactitas, gours, excéntricas... son la llamada Decoración de la cavidad). Espeleología volcánica  volcánica  Ó Vulcanoespeleología Es la espeleología que se desarrolla en cavidades de origen volcánico, esto es, las que son creadas por la lava fluida de un volcán durante una erupción. La mayor parte de cavidades volcánicas se forman en un periodo de tiempo corto, días, meses o a lo sumo años, según dure la erupción volcánica. La diferencia deportiva entre una y otra viene dada, básicamente, por la necesidad de adaptación del espeleólogo al medio donde ha de moverse. Los materiales y técnicas son muy similares en una y otra, si bien la progresión y la condición de las l as exploraciones son muy distintas. La espeleología kárstica se desarrolla en cavidades que presentan un acusado desarrollo vertical (el actual récord mundial se encuentra en la sima KruberaVoronya, macizo de Arabika, en Abkhazia (ex república soviética en la cuenca del Mar Negro), con un desnivel de aproximadamente -2140 metros). Dicho de otro modo, para practicar la espeleología kárstica es casi fundamental dominar la técnica de progresión por cuerda fija. Las cavidades volcánicas, sin embargo, se originan en su mayor parte al fluir una colada volcánica por un terreno de pendiente moderada (desplazamiento casi horizontal), dando lugar a lo que se conoce por tubo volcánico o tubo de lava. Estos tubos tienen una pendiente moderada (raras veces superaremos el 60% de inclinación), con lo cual pueden recorrerse, en general, sin necesidad de cuerdas. Pero la dificultad viene dada por otras características: un sustrato generalmente áspero, que hace que el espeleólogo se enganche con cierta frecuencia, dependiendo de la calidad de su equipo; existencia de muchos pasos estrechos... y por supuesto, en ocasiones, también debemos usar cuerdas en las llamadas simas volcánicas, que se forman por un desplazmiento vertical de la lava fluida.

 

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A su favor tiene la ausencia generalizada de agua, pues no interviene en la formación de la cueva, así como el clima de las regiones más representativas de la existencia de cavidades volcánicas (Hawaii, Canarias, Kenia...). En efecto, muchas de las cuevas kársticas conocidas actualmente se encuentran en macizos montañosos relativamente fríos, con corrientes de agua subterráneas permanentes (recordemos que es esa corriente de agua la que, poco a poco, va excavando la cueva). Estos ríos suelen tener temperaturas muy frías que hacen más difícil la progresión del espeleólogo, o pueden crecer súbitamente debido a tormentas, dejando a los equipos de espeleólogos aislados en zonas secas de la cavidad. Esto hace que el equipo de progresión del espeleólogo kárstico deba ser más sofisticado que el del vulcanoespe vulcanoespeleólogo. leólogo. Geomorfología Kárstica El fenómeno kárstico o las morfologías kársticas son fundamentalment fundamentalmentee el resultado de un proceso de disolución en rocas solubles. Esta importante acción de disolución da lugar a una morfología muy típica (en superficie y en profundidad) a la que haremos referencia a continuación. El mayor desarrollo del karst se produce en las rocas carbonatadas y dentro de estas son las calizas las que mejor se prestan a estos procesos de disolución, estas rocas presentan una baja solubilidad relativa por lo que el proceso de karstificación es lento, pero tienen una gran resistencia y por ello las simas y cuevas pueden alcanzar grandes dimensiones, tanto en extensión como en profundidad. La intensidad de esta disolución depende de muchos factores entre ellas la climatología y la hidrología, así como de la sedimentología (planos de estratificación, discordancias, contactos...) y la tectónica (diaclasas, fallas). Como ya hemos indicado, el rasgo morfológico más característico y destacado de un paisaje kárstico son precisamente las manifestaciones exokársticas. Las manifestaciones endokársticas, es decir, subterráneas; cavidades, cavernas, simas.. Manifestacioness exokársticas: Manifestacione Podemos diferenciar las distintas morfologías exokársticas más importantes caracterizándolas caracterizánd olas como siguen: Se hallan en la superficie del Karst y por ellas se produce la infiltración del agua. Las principales formas, de menor a mayor tamaño, son las siguientes:

 

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Formas de absorción: Se hallan en la superficie del Karst y por ellas se produce la infiltración del agua. Las principales formas, de menor a mayor tamaño, son las siguientes:

FORMAS CERRADAS: CERRADAS: El "lapiaz" o "lenar", es posiblemente la forma inicial mas sencilla de "karst embrionario" que puede degenerar, posteriormente en dolinas. Se presentan, generalmente,, como un conjunto de pequeñas acanaladuras o surcos estrechos (desde generalmente centímetros -"microlapiaz"- hasta 1 metro -"megalapiaz"-) separadas par crestas, a menudo agudas; o bien por orificios tubulares, "nidos de abejas" etc. Aparecen normalmente en superficies más o menos inclinadas y ausentes de vegetación. Dolina -Son depresiones circulares o elípticas que se forman por disolución (y consiguiente pérdida de volumen)en su fase inicial, a partir de la intersección de diaclasas, generalmente a favor de las planos de estratificación, produciéndose un proceso en cadena de infiltración- disolución. En cualquier caso no se disponen caprichosamente, caprichosament e, sino que generalmente están alineadas según fracturas o direcciones de estratificación determinadas. En sección tienen forma de cubeta o embudo. Sus dimensiones varían desde unos pocos metros de diámetro hasta incluso 500 m. (Hoyo Masallo), siendo las más frecuentes de 20 a 25 m y normalmente están rellenas en su centro por "terra rossa" o arcillas de descalcificación. Uvala - Como consecuencia de la evolución de la dolina, mas rápida en superficie que en profundidad- se originan, par coalescencia, las uvalas. Sus dimensiones pueden alcanzar incluso 1 Km., de diámetro. Las uvalas aumentan considerablemente la capacidad de absorción actuando como verdaderas zonas colectoras de agua en mayor escala que las dolinas. Poljes - Son las formas superficiales más evolucionadas y de mayor tamaño así como de absorción kárstica. Son unas depresiones endorréicas de fondo plano. Normalmente presentan una disposición alargada (largo más del doble que la anchura) y vienen condicionadas por fracturas importantes. importantes. Se considera una longitud de 2 km., k m., el límite a partir del cual es un "polje" y no una '"uvala"'. Frecuentemente, de las superficies de las "poljes" se erigen pequeñas colinas calizas, à modo de islas, que se denominan "hum" (monte Cucurío). Estas áreas endorreicas pueden estar secas o inundadas estacionalmente (en nuestro caso casi siempre secas) y por ellas pueden discurrir

 

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algunos arroyos o incluso ríos que normalmente se pierden en sumideros o "ponors" (Polje de Matienzo) Valles Ciegos - Son valles cuyo curso de agua superficial desaparece en un sumidero kárstico, presentando fisonomía en "fondo de saco". Normalmente se adaptan a fracturas determinadas. Cuando llevan mucho tiempo funcionado se asemejan a uvalas. Los valles ciegos que se presentan en nuestra zona desarrollan su circulación sobre margas finalizando en sumideros. FORMAS ABIERTAS  ABIERTAS  Simas - Son las cavidades verticales, condicionadas bien por fracturas de este tipo, en las que la disolución y erosión ha alcanzado profundidades importantes de hasta 1000 m, o bien por el hundimiento de una dolina, de ahí que normalmente se hable de simas tectónicas y simas de hundimiento. Según su forma se habla de simas lenticulares, cilíndricas, elípticas, etc Ponors - Son los puntos de absorción en una dolina, uvala o polje y a veces se trata de ponor-sima Cuevas, grutas o cavernas - Constituyen los conductos de circulación subterránea, actual o pasada, libre o forzada. Pueden alcanzar hasta decenas de kilómetros y es frecuente en ellas los conductos secundarios ramificados a modo de laberinto. En ellas aparecen con frecuencia sifones, lagos ("gours") etc Surgencias - Son los manantiales de pequeño caudal, de alimentación alóctona y de tipo intermitente. Son producto de una diaclasa que actúa como colector del agua que discurre par la superficie y es interceptada par la diaclasa. Cada manantial de este tipo tiene una cota de salida diferente e independiente de la de los demás pertenecientes a este grupo Exurgencias - Son de mayores caudales, proceden de aguas colectoras del aparato kárstico y son de tipo permanente, aunque con fuertes fluctuaciones estacionales en el caudal. Los espeleotemas, del griego Speleo = caverna y Thema = depósito, son formaciones minerales que se producen en las cavernas, a ejemplo de las estalactitas, estalagmitas, columnas, cortinas y otras muchas tipologías. Sus formas, colores y dimensiones dependen principalmente principalmente de la morfología de la gruta, del tipo de mineral depositado y del mecanismo de deposición (goteo, escurrimiento, exudación, etc.).

 

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Las formas más características asociadas al medio subterráneo son las Estalactitas y las Estalagmitas. En el primer caso (ESTALACTITAS), el agua procedente de una fisura desemboca en un conducto aéreo. Alrededor de la gota precipita el carbonato de calcio, produciéndose poco a poco el crecimiento de una concreción cilíndrica hueca de poco espesor, por cuyo interior continua circulando el agua. Este tipo de crecimiento se denomina primario, mientras que el crecimiento secundario se produce por los laterales, lo que aumenta el grosor de la estalactita. En este estado se denomina frecuentemente "Macarrón". Puede alcanzar longitudes de 6 mts. y el diámetro varía entre 2 y 9 cm. y el grosor de la pared entre 0,1 y 0,5 mm, por lo tanto son muy frágiles. Las estalactitas de mayor grosor (las más comunes), presentes en la mayoría de las cavidades, se forman cuando además del flujo a través del canal central, el agua circula por las paredes exteriores. Si el crecimiento es rápido las formas son alargadas, si es lento son más gruesas Las estalactitas como muchos de los espeleotemas pueden presentar toda la gama de coloraciones posibles dependiendo de los minerales disueltos, bacterias, así como inclusiones de material detrítico u orgánico Igualmente las corrientes de aire pueden generar formas inclinadas o secciones alargadas las que generalmente se denominan HELICTITAS o excéntricas, como así  también éstas formaciones pueden ser el resultado del crecimiento de estalactitas por los poros laterales por haberse obstruido el conducto central Durante cientos de miles de años, se han producido procesos reconstructivos en las cavidades denominados Espeleotemas, los que varían en formas, colores y dimensiones. A continuación haremos una explicación simplificada para facilitar la comprensión de los complejos procesos que originan las distintas formaciones. Estas formaciones, que pueden presentarse como delicadas y frágiles flores de piedra o como gigantescas estructuras minerales, son las que adornan las cavidades aumentando su potencial turístico y a veces religioso, dada la semejanza, en la imaginación popular, de algunos espeleotemas con imágenes sacras o zoomórficas. La riqueza en espeleotemas sitúa varias cavernas brasileñas entre las más bellas de todo el mundo

 

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LA MEDICIÓN DEL TIEMPO GEOLÓGICO  GEOLÓGICO  La escala del tiempo geológico es un sistema internacional que se estableció por primera vez hace 180 años. Con el correr del tiempo se le ha mejorado, pero en líneas generales se mantiene igual, ya que se basaba en grandes trastornos o alteraciones que se produjeron a lo largo de la historia de la Tierra y de la vida, como las extinciones masivas. La escala del tiempo geológico se basa en la comprensión de dos aspectos del pasado: el tiempo absoluto y el tiempo relativo. Las divisiones de la columna geológica están basadas en una cronología relativa. Los primeros geólogos, los científicos que estudian las rocas y la historia de la Tierra, se dieron cuenta de que a menudo aparecían juntos fósiles diferentes en formaciones reiteradas, y que en estas formaciones se producía algún tipo de secuencia. Por ejemplo, siempre se encontraban juntos los fósiles A, B y C, en la misma capa o en la misma roca, y siempre por debajo de los fósiles X, Y y Z. De estas observaciones se desprendieron dos conclusiones. En primer lugar, en las rocas estratificadas, las rocas más antiguas se encuentran en la parte inferior y las más nuevas en la parte superior. De este modo, se puede establecer la antigüedad relativa, en un determinado lugar, o de un lugar a otro. El segundo principio que se estableció sin lugar a dudas es la correlación a través de los fósiles. La formación fósil A-B-C representa una unidad finita del tiempo geológico, y cuando estos fósiles aparecen juntos, el geólogo ha encontrado rocas que corresponden a un determinado momento, aunque una de las muestras proceda de Alaska y la otra de la China. La secuencia y las divisiones de la edad geológica en eras, períodos, y unidades más pequeñas llamadas etapas, subetapa y zonas, se basa en estos dos principios. En algunas partes de la columna, las etapas no constituyen más de un millón de años, aproximadamente, de modo que las técnicas permiten una precisión considerable. Estas técnicas no determinan edades precisas, es decir, las fechas absolutas en términos de millones de años. ¿Cómo han hecho los geólogos para determinar, con un cierto grado de certeza, por ejemplo, que el Triásico abarcó desde hace 245 hasta hace 208 millones de años, más o menos, con un error de uno a tres por ciento? Estas fechas absolutas se determinan por datación radiométrica. Cuando se forma una roca, algunos de sus elementos físicos, como el uranio, el torio o el potasio, suelen encapsularse en su interior en condiciones inestables. Con el correr del tiempo, estos elementos se deterioran, emiten radiactividad, y se convierten así en otra forma elemental. Por ejemplo, el uranio 238 se convierte en plomo 206, el torio 232 se convierte en plomo 208 y el potasio 40 4 0 se convierte en argón 40.

 

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Todas estas transiciones tienen un momento intermedio que se puede medir, es decir, el tiempo que tardan en deteriorarse la mitad de los elementos originales. En los ejemplos mencionados anteriormente, los momentos intermedios corresponden a 4.510 millones de años, 13.900 millones de años y 1.300 millones de años, respectivamente. Si se pueden medir las proporciones de, pongamos por caso, potasio 40 y argón 40 en una muestra rocosa, entonces se podrá calcular su exacta formación. Evidentemente, está técnica es mucho más compleja defecha lo que aquí de se describe, pero las fechas que se calculan utilizando diferentes pares de deterioro a menudo coinciden sobre la edad absoluta de una muestra rocosa. El problema fundamental es que sólo determinados tipos de rocas, como las lavas, se pueden datar cronológicamente ¿QUÉ SE ENTIENDE POR TIEMPO GEOLÓGICO? GEOLÓGICO?   Está pregunta, aunque en principio podría parecer un poco absurda, no lo es tanto, nuestra experiencia del tiempo supone un obstáculo para comprender "el tamaño" del tiempo cuando hablamos de Geología o Paleontología, pensar que no fue hasta mediados del siglo XIX cuando los científicos comenzaron a ver la verdadera dimensión del tiempo al tratar de la formación de la Tierra, el origen y evolución de la vida. Todos conocemos y entendemos lo que dura un día, un mes, o un año, pero cuando hablamos de miles de años, millones, y de miles de millones de años es posible que se nos desborde nuestra capacidad de comprensión.  comprensión. 

 

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La escala del tiempo geológico, dada su enormidad, se divide en unidades más manejables que fragmentan la historia de la Tierra en eones, eras, períodos y otras subdivisiones menores. Esta escala se ha establecido mediante convenio internacional entre los geólogos y paleontólogos, basada en las evidencias de las rocas.  rocas.  La edad del universo se estima en 15.000 millones de años (Ma) y la de la Tierra en sólo unos 4.600 Ma. Varios isótopos tienen períodos de desintegración comparables con la edad del universo. Por la concentración relativa de los mismos, así como de los productos de su desintegración, al investigar las rocas terrestres y lunares y sustancias meteóricas del sistema solar, se ha concluido sobre la edad del planeta. La escala de tiempo geológico sirve para ordenar y mostrar los acontecimientos importantes, en la evolución del Planeta.

 

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Los métodos de medida de tiempo pueden clasificarse en dos grandes categorías: la que estudia el movimiento continuo y conduce a la noción de escala de tiempo, en la cual asociamos el concepto de fecha para la graduación de la escala, y la que se basa en la noción intuitiva de los intervalos de tiempo, de donde surge la necesidad de buscar una unidad de tiempo adecuada para medir el intervalo, y por lo tanto el instrumento que lo mide. En nuestro caso elpor primero será elradioactivos. millón de años y los segundos los relojes atómicos naturales aportados elementos El tiempo geológico puede ser absoluto o relativo; el primero se define por la desintegración de elementos radiactivos, principalmente en rocas ígneas y a veces en sedimentarias o en fósiles, en tanto que el segundo se determina por la superposición relativa de las rocas sedimentarias o por razonamientos paleontológicos. TIEMPO ABSOLUTO  ABSOLUTO  El número de protones del átomo, el número atómico, determina las propiedades químicas del elemento. Los átomos varían desde el más simple, el hidrógeno con un sólo protón, hasta el nobelio, que tiene 102. De los 102 elementos de la tabla periódica, algunos emiten espontáneamente rayos radiactivos, los cuales son principalmente de tres clases: alfa, beta y gamma. Los rayos alfa son partículas equivalentes a los núcleos de helio, los rayos beta son haces de electrones disparados a gran velocidad y los rayos gamma son haces de ondas electromagnéticas electromagné ticas con longitudes de onda del orden de 10-8 a 10-9 centímetros.  

Los núcleos de los átomos de los elementos radiactivos son inestables y se descomponen espontáneamente emitiendo partículas alfa y beta y cambiando la estructura nuclear del elemento para transformarse en otro elemento diferente. Por ejemplo el 238 U emite rayos alfa y se transforma en el elemento 234 Th: el uranio es el elemento progenitor progenitor o parental y el que resulta es el descendiente. Vida media de un elemento. elemento . La velocidad de desintegración espontánea varía enormemente de un elemento a otro y se expresa por la magnitud del período de semidesintegración semidesintegració n o vida media del elemento, elemento, que es el tiempo necesario para que se desintegre la mitad de los átomos existentes al principio. Por ejemplo, si un elemento tiene t años de vida media, de 8 gramos iniciales, al cabo de t años se transformarán 4 gramos en el otro elemento y los 4 restantes tardarán t años para generar 2 gramos más del nuevo elemento. El radio, uno de los descendientes del 238 U, tiene un período t

 

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de 1622 años. Si se parte de 8 gramos, en 1622 años habrán quedado 4 gramos; al cabo de otros 1622 años quedarán sólo 2 gramos, y así sucesivamente. Hasta donde los científicos han podido comprobar, la velocidad de desintegración no se altera por la temperatura, la presión o el estado de combinación química en que se encuentre el elemento, y el período de un elemento radiactivo se considera como una constante y es una propiedad fundamental del elemento Métodos de datación. datación. Algunos eleme elementos ntos radia radiactivos ctivos como el 238 U tienen períodos de semidesintegración (vida media) de miles de millones de años, y, por contraste, otros elementos tienen períodos extraordinariamente cortos: el décimo descendiente del 238  U, el 214 Po, tiene un período de aproximadamente una millonésima de segundo. En consecuencia, los elementos radiactivos de vida larga son la base de los relojes geológicos. Las dataciones radioactivas se aplican según los siguientes procesos, para los cuales se señala la vida media: 1) 2) 3) 4) 5) 6)

87 Rb, 87 Sr  232 Th, 208 Pb 238 U, 206 Pb  40 K, 40 Ar  235 U, 207 Pb  14 C, 14 N 

47.000 millones de años  13.900 millones de años 4.560 millones de años 1.300 millones de años 713 millones de años 5.570 años solamente

Los métodos de datación radiométrica más conocidos son el Uranio/Plomo y el Carbono 14. Pero los científicos han llegado a la conclusión que las principales fuentes radiactivas de calor de la tierra son el uranio, el torio y un isótopo radiactivo del potasio cuya masa atómica es 40, en vez de 39 que es la del elemento estable. El calor radiactivo de la tierra. tierra . Los elementos radiactivos son m mucho ucho más abundantes abundantes en las rocas graníticas, menos abundantes en las rocas basálticas y mucho menos en la peridotita. Esas tres rocas son los mejores candidatos para constituir las capas superior e inferior de la corteza y el manto respectivamente. Así se puede deducir que los elementos radiactivos que suministran calor están fuertemente concentrado concentradoss cerca a la superficie, mientras la cantidad de elementos radiactivos en el núcleo (según modelos) se supone comparable a la cuantía medida en el hierro meteórico. Los valores son los siguientes.

 

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La edad de la tierra. tierra. Para determinar la comp composición osición isotó isotópica pica d del el plomo en determinado período de la historia de la Tierra, debe hallarse la composición isotópica del plomo en minerales como la galena, que se formaron en aquel período. El razonamiento es muy simple: cuando el plomo se combina para formar un mineral, es insignificante la probabilidad de que se añadan al mismo, torio y uranio. Por tanto se puede admitir que hoy un mineral que se formó, hacedel 500 millones años,yapor ejemplo, conserva el fósil de de plomo la composición isotópica plomo que de existía en aquel tiempo. Comparando las composiciones isotópicas de minerales de plomo de distintas épocas, se observa que las cantidades de los isótopos de plomo 206, 207 y 208 son tanto mayores cuanto más recientes son esas épocas. Si se determina la rapidez de ese aumento, en principio, será posible calcular matemáticamente la edad de la Tierra. En la práctica el cálculo está sujeto a error puesto que en realidad se desconoce la proporción en que se encontraban estos isótopos en el momento del nacimiento de la Tierra. No obstante se ha adoptado la hipótesis de que la sustancia primitiva de nuestro globo es la misma de los actuales meteoritos, entre los cuales está la troilita que es un siderito con plomo y cantidades tan minúsculas de uranio y plomo, que el plomo, debido a su desintegración durante la historia del meteorito, es prácticamente despreciable. De enorme importancia es el hecho de que la edad de los lítitos o meteoritos pétreos, determinada independientemente, diera también un valor próximo a los 4500 millones de años, edad calculada de la Tierra. Ti erra. El carbono 14. 14. El carbono 14 con una vida media apr aproximada oximada de 5600 años es útil par paraa datar muestras, orgánicas con una antigüedad inferior a los 50 mil años. Los rayos 14 12 cósmicos (neutrones acelerados) nitrógeno normal la atmósfera,   N7, desequilibrándolo por la vía debombardean los protones,elpara obtener el 14 Cde 6, isótopo del C6, o carbono normal; .Luego se forma el bióxido de carbono 14, especie cuyo nivel existente en la biosfera ha sido relativamente constante en los últimos milenios.

Los seres vivos, (plantas y animales) absorben ese bióxido, pero al morir, empieza a retrogradar retrograd ar el C 14 a N 14 con la vida media anunciada. En la muestra que se desea datar se compara el nivel que aún queda de C 14 con el que ha existido y existe en la atmósfera, esa diferencia da la edad de la muestra establecida en términos de vida media del carbono 14.

 

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Para edades intermedias para las cuales los procedimientos anteriores no son suficientes se utilizan otros procesos como el K-Ar con una vida media de 1200 millones de años. Este método es útil para muestras con antigüedades entre 3400 y 30 mil años. Para períodos recientes, como el cuaternario, se utilizan algunos métodos típicos de datación relativa como como el estudio de sedimentos (varv (varvas) as) en lagos glaciares o del polen de las flores, en materiale materialess cuaternar cuaternarios. ios. TIEMPO RELATIVO  RELATIVO  Se determina principalmente la posición relativa de las capas sedimentarias y los fósiles contenidos (paleontología). La correlación es el método que liga la secuencia de un lugar con otro, así: - Estratigrafía. Estratigrafía. Se establece een n las rocas sed sedimentarias imentarias el or orden den de los est estratos ratos y la correspondencia corresponde ncia y carácter llitológico itológico y posición litoestratigráfica. litoestratigráfica. - Correlación bioestratigráfica o por fósiles. fósiles. Los fósiles resulta resultan n contemporáneos contemporáneos a los estratos que los contienen. Ello supone el estudio de la evolución de los seres vivos. - Por características físicas. físicas. Las que se observan observan gr gracias acias a pozos exploratorio exploratorioss o a muestras de perforaciones, en los materiales rocosos. Aparte de estos métodos existen otros que permiten correlacionar las rocas: tectónicos, paleomagnéticos, paleoclimáticos, volcánicos y arqueológicos. Estos son:

Los métodos tectónicos suponen la utilización de eventos importantes tales como los períodos de elevación e una montaña; estos métodos están repletos de dificultades; no existe una evidencia consistente que demuestre que esos procesos estuvieran sincronizados en toda la superficie de la tierra. Los métodos paleomagnéticos, paleomagnéticos, basados en las inversiones periódicas del campo magnético de la Tierra, registradas en las rocas de los fondos oceánicos, han proporcionado una herramienta de gran utilidad para datar la última parte del registro estratigráfico y desenmarañar la historia de los movimientos relativos de los continentes. Los métodos paleoclimáticos se soportan en los cambios marcados en el clima, que acompañados frecuentemente por variaciones de altitud y latitud, aportan recursos de correlación; estos métodos han sido muy utilizados en el cuaternario.

 

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Los métodos volcánicos suponen acontecimientos por lo general repentinos de corta duración y amplios efectos: lavas y cenizas ocupan una sucesión regular de estratos en la superficie terrestre o en los fondos marinos, que pueden servir como horizonte guía. La Arqueología puede reconocer pisos donde se han establecido culturas susceptibles de ser datadas; los depósitos que los cubren ponen en evidencia eventos posteriores y fechables. Este método resulta de particular interés para América, donde la historia se extiende a sólo 500 años, pero se tiene conocimiento del desarrollo de las culturas precolombinas a lo largo del tiempo, con lo cual las fechas pueden ser estimadas por las características de las cerámicas y demás utensilios.

Correlación de eventos con base en tres columnas estratigráficas. Los estratos contienen fósiles. Con línea punteada se enlazan estratos contemporáneos contemporá neos de lugares distantes. - Los métodos tectónicos suponen la utilización de eventos tales como los períodos de elevación e una montaña; estos métodos están importantes repletos de dificultades; no existe una evidencia consistente que demuestre que esos procesos estuvieran sincronizados en toda la superficie de la tierra. Para ilustrar la correlación, tan útil para establecer el tiempo relativo y la secuencia de los eventos entre zonas más o menos alejadas, se utilizan las columnas estratigráficas que contienen las litologías de sus zonas respectivas. Adicionalmente con los fósiles presentes en dichas capas, se puede hacer una correlación temporal entre litologías distintas.. Principios de estratigrafía. estratigrafía. La estratigrafía es esencialmente eell estudio de la historia historia de la Tierra tal y como ha quedado registrada hasta hoy en las rocas estratificadas. Incluye

 

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esta historia grandes episodios de construcción de montañas, procesos magmáticos y metamorfismo de rocas. En sus albores la estratigrafía fue un escenario de confrontaciones entre neptunistas y plutonistas, y también entre catastrofistas y uniformistas, en el cual irrumpe William Smith, el padre de la estratigrafía Los neptunistas sostenían que las rocas habían sido formadas como precipitaciones químicas en agua y los plutonistas discutían su origen a partir de un estado de fusión. De otro lado los catastrofistas propusieron como explicación de la mayoría de los fenómenos geológicos, especialmente el de los fósiles contenidos, la gran catástrofe del Diluvio Universal, y otras más, para explicar la larga sucesión de flora y fauna en las rocas estratificadas; mientras los uniformistas uniformistas,, con la premisa premisa "el present presentee es la cla clave ve del pasado", sostenían que todo lo sucedido en el entorno geológico puede ser explicado por los mismos procesos de erosión, transporte y deposición, que se ven en marcha hoy en día; además la actividad volcánica para explicar las rocas ígneas. A finales del siglo XVIII William Smith, observando las minas de carbón y rutas de los canales, descubre dos principios simples de la estratigrafía, estratigrafía, los dos únicos que esta disciplina aún posee: la ley de la superposición s uperposición y el principio de correlación  correlación  - Ley de la superposición. superposición . Según ella, en circunstancias normales, los de depósitos pósitos más jóvenes descansarán sobre los más antiguos y que la sucesión seguirá lecho sobre lecho en orden cronológico. Esto puede ser tan obvio que no necesite aclaración; sin embargo, el principio reconocido en el siglo XVII por Steno había sido olvidado.

Desde luego no es siempre si empre tan sencillo como parece, pues los movimientos laterales de la corteza inclinan y aún, dislocan los estratos, colocando los más antiguos sobre los más recientes. - Principio de correlación. correlación. El segundo gran principio sugiere qué rocas de diferentes lugares se han formado al mismo tiempo, si contienen los mismos tipos de fósiles: de esta forma pueden correlacionarse rocas sin frontera física común. Por supuesto que al avanzar en la tarea de revelar la historia geológica de un territorio, los registros pueden estar lejos de ser completos, surgiendo lo que se denomina una "discordancia," como un lapsus en el registro de los hechos. Dado que las rocas pueden aparecer en un lugar y estar ausentes en otro, también pueden cambiar de carácter con relación a su situación en uno u otro lugar. La suma

 

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total de las características de una roca, denominada facies, nos lleva incluso tan lejos como a la interpretación del ambiente real que la roca representa. En una primera aproximación se dice que un conjunto de estratos tiene una facies arenosa, otro de aproximadamente la misma edad una facies calcárea, y con mayor detalle, se puede hablar de una facies marina somera o de una facies de dunas arenosas. La siguiente etapa para resolver la estratigrafía de un área consiste en la interpretación de los sucesivos ambientes registrados en los sedimentos, con lo cual se pueden construir los mapas paleogeográficos de una región en particular y en un momento específico del pasado. La variación lateral de las facies en los estratos dificulta la correlación, pues no son sólo las rocas las que varían sino también los fósiles contenidos. LA COLUMNA GEOLOGICA  GEOLOGICA  En laarcaica, cronología clásica, las eras, de laera más antigua a la más las reciente, se suceden así: a la era la que se entendió como azoica, le suceden eras donde evoluciona la vida, y así viene la primaria; luego la secundaria, la terciaria y la cuaternaria, llegando esta última hasta el tiempo actual. Esa cronología ha sido sustituida por la cronología moderna del cuadro 15, en el que se incluyen los eones, y terciario y cuaternario forman una sola era. A cada unidad de la escala de tiempo geológico corresponde otra en el haz de la serie de materiales de la corteza que la integran; esta corresponde correspondencia ncia es la siguiente:

Eones   Eones Era . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Grupo Grupo   Período . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .Sistema .Sistema   Epoca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .Serie  .Serie  Edad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Piso Piso   Estratos o capas  capas 

 

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