ROCAS METAMÓRFICAS parcial 2

ROCAS METAMÓRFICAS

Las rocas metamórficas pueden proceder de rocas ígneas, sedimentarias o de otras metamórficas en una nueva formación rocosa. Como las ígneas, son duras y consistentes con una estructura predominante. El metamorfismo toma muchas formas por la diversidad de causas que lo producen. Una clasificación genética (por el origen) del metamorfismo distingue entre metamorfismo de contacto, debido al calor, metamorfismo dinámico o cataclástico, debido a presiones dirigidas, y metamorfismo regional, la forma más importante, donde se produce una transformación extensa y profunda por la acción simultánea de temperaturas y presiones altas, como ocurre en bordes de placa convergentes. Hay además un metamorfismo hidrotermal, debido a la penetración de fluidos calientes y químicamente activos, y un metamorfismo de impacto, un fenómeno localizado que se produce por el choque de bólidos contra la superficie rocosa del planeta. Los minerales presentes en estas rocas son los mismos que se observan observan en las ígneas y sedimentarias con excepción de unas pocas formadas por recristalización, sustitución o por efecto de la elevada temperatura. temperatura.

Las transformaciones tienen lugar en las profundidades de la corteza terrestre en determinadas condiciones de presión y temperatura, y comprenden procesos de cristalización, cambios mineralógicos, de textura y de estructura. Los diferentes tipos de metamorfismo dan lugar a rocas con diferentes características. La estratificación de gránulos minerales chatos en un plano único, que confiere a la roca cierta tendencia a hendirse en dicha dirección, recibe el nombre de foliación, que es una de las principales característica de estas rocas. El grado de metamorfismo depende de la cantidad de calor y presión a que son sometidas: el esquisto se metamorfiza en pizarra a baja temperatura, Si es calentado a temperatura más elevada, que logre recristalizar los minerales arcillosos en laminillas de mica, se metamorfiza en una filita. Si la temperatura y presión son tan elevadas que permitan una recristalización completa dará lugar a un gneis. gneis. Los agentes del metamorfismo son: la presión, la temperatura y los fluidos circulantes químicamente activos.

Durante el metamorfismo se forman unos minerales estables a las nuevas condiciones de presión y temperatura llamados indicadores. El paso a estos minerales puede ser debido a un cambio polimorfo y por la reacción entre dos minerales. Los minerales residuales estables son aquellos que siguen siendo estables en las nuevas condiciones de presión y temperatura (las anteriores al metamorfismo). Los minerales residuales metaestables son aquellos anteriores al metamorfismo que no son estables a las nuevas condiciones de presión y temperatura pero que permanecen por no haberse transformado todavía (debido a una lenta velocidad de reacción). Las rocas metamórficas adquieren una textura que las diferencia de las otras. Efectos de la temperatura: La temperatura aumenta con la profundidad, esto es a lo que se llama gradiente geotérmico (hasta los 30 kms.). Un lugar de gradiente geotérmico alto son las dorsales y uno bajo las zonas de subdución. También puede aumentar la temperatura por estar próxima a una intrusión magmática y por la fricción con una falla. Algunos minerales, debido a la temperatura, aumentan de volumen, otros expulsan volátiles (CO2 o H2O). Se forman minerales a partir de reacciones endotérmicas. Aumenta la velocidad de reacción cuanta más temperatura Efectos de la presión: La presión aumenta con la profundidad. La presión de confinamiento es la suma de la presión litostática ( o de carga de todos los materiales que están encima) más la presión de fluidos (en poros y rocas), suele ser agua y petroleo. La presión se mide en kilobares (Kb), un bar = una atmósfera. Para que se inicie el metamorfismo la presión tiene que ser de dos kilobares.

Durante el metamorfismo se forman unos minerales estables a las nuevas condiciones de presión y temperatura llamados indicadores. El paso a estos minerales puede ser debido a un cambio polimorfo y por la reacción entre dos minerales. Los minerales residuales estables son aquellos que siguen siendo estables en las nuevas condiciones de presión y temperatura (las anteriores al metamorfismo). Los minerales residuales metaestables son aquellos anteriores al metamorfismo que no son estables a las nuevas condiciones de presión y temperatura pero que permanecen por no haberse transformado todavía (debido a una lenta velocidad de reacción). Las rocas metamórficas adquieren una textura que las diferencia de las otras. Efectos de la temperatura: La temperatura aumenta con la profundidad, esto es a lo que se llama gradiente geotérmico (hasta los 30 kms.). Un lugar de gradiente geotérmico alto son las dorsales y uno bajo las zonas de subdución. También puede aumentar la temperatura por estar próxima a una intrusión magmática y por la fricción con una falla. Algunos minerales, debido a la temperatura, aumentan de volumen, otros expulsan volátiles (CO2 o H2O). Se forman minerales a partir de reacciones endotérmicas. Aumenta la velocidad de reacción cuanta más temperatura Efectos de la presión: La presión aumenta con la profundidad. La presión de confinamiento es la suma de la presión litostática ( o de carga de todos los materiales que están encima) más la presión de fluidos (en poros y rocas), suele ser agua y petroleo. La presión se mide en kilobares (Kb), un bar = una atmósfera. Para que se inicie el metamorfismo la presión tiene que ser de dos kilobares.

Existe otro tipo de presión; la presión dirigida es aquella producida por esfuerzos tectónicos en una determinada dirección. Efectos de la presión litostática: Deshidratación de los minerales: perdida del agua de la estructura mineral. Recristalización: se producen en las zonas de menor presión y la cristalización en las zonas de mayor presión por disolución Formación de materiales más densos. Efectos de las presiones dirigidas: Los minerales se orientan de manera perpendicular en la dirección del esfuerzo, aparecen planos de exfoliación, pizarrosidad y esquistosidad (estos dos últimos borran los planos de estratificación). Se produce recristalización. Hay una formación de minerales densos pero que están orientados. Concepto de zona, facies e isógrada: Zona: Los minerales indicadores son estables en unas determinadas condiciones de presión y temperatura que nos indican el grado alcanzado por el metamorfismo, los cuales delimitan zonas metamórficas. Son regiones cuyas rocas contienen un mineral indicador determinado el cual señala las condiciones de metamorfismo que alcanzaron las rocas de dicha zona.

Isógrada: son superficies de separación de zonas metamórficas consecutivas, representan superficies donde se alcanzo el mismo grado metamórfico.

Durante el metamorfismo de rocas distintas (calizas, basaltos) no se forman los mismos minerales indicadores que durante el metamorfismo de las arcillas, aunque las condiciones de metamorfismo hayan sido iguales. Facies: corresponde a un grupo de minerales pertenecientes a una o varias paragénesis minerales formadas según unas condiciones de presión y temperatura determinadas y una composición química dada.

Esta idea se fue complicando, las facies fueron divididas en innumerables subfacies. Al final se ha pasado de hablar de facies a hablar de grados metamórficos: muy bajo, bajo, medio y alto.

Las rocas metamórficas se pueden clasificar según su:

SEGÚN SU PRODUCCION, el metamorfismo se puede clasificar en: DINAMOTERMICO O REGIONAL, si se produce como resultado tanto de la presión como de la temperatura. Este tipo de metamorfismo se halla en relación con procesos geológicos en gran escala y tiene lugar en zonas tectónicamente activas de la corteza. Puede afectar a zonas de centenares de kilómetros de longitud.

TERMICO O DE CONTACTO, si es por causa del calor o la intrusión de

rocas ígneas .

Estas intrusiones, o extrusiones magmáticas, por sus elevadas temperaturas producen cambios en la roca encajante, o roca en la que entran en contacto. El metamorfismo de contacto suele tener un carácter más bien local.

METAMORFISMO DINÁMICO: El metamorfismo dinámico es una forma secundaria de metamorfismo que se da cuando las rocas son comprimidas a causa de los grandes movimientos de la corteza terrestre, en especial a lo largo de sistemas de fallas. Grandes masas de roca se superponen a otras rocas y, en los puntos donde entran en contacto, se forman unas rocas metamórficas denominadas milonitas.

DE ACUERDO A LA ROCA DE LA QUE PROCEDEN se dividen en: ORTOMETAMORFICAS:

Pertenecen a este grupo las que se forman a partir de rocas ígneas .

PARAMETAMORFICAS:

Son las que se forman a partir de rocas sedimentarias.

SEGÚN SU FOLIACION, Las rocas metamórficas se clasifican en dos grupos principales basados en la presencia o ausencia de foliación:

FOLIADAS Y NO FOLIADAS. Existen tres variedades principales de foliación: Gnéisica o bandeada:  (gneis ) es un tipo de foliación imperfecto y tosco, donde la estratificación se manifiesta en forma de bandas definidas, de espesor regular, formadas por distintos materiales. Las más anchas están constituidas generalmente por feldespats . Esquistosa o de buena foliación : ( esquisto ) La foliación se ha originado como consecuencia de la disposición en capas paralelas de minerales  de forma plana, como por ejemplo, las micas . Las bandas son regulares, planas y de espesor medio.

Clivaje pizarroso: Es la tendencia de una roca a hendirse en planchas lisas, como las pizarras.

Los minerales componentes son tan pequeños que no se pueden percibir a simple vista; no obstante el clivaje es consecuencia de la distribución en planos paralelos de numerosos gránulos minerales microscópicos. Las bandas son finas regulares y planas.

Algunas rocas metamórficas no son foliadas y su criterio de clasificación para este grupo se basa en el mineral predominante, Entre ellas se encuentra el mármol,

donde predominan la calcita y la dolomita, y la cuarcita, cuyo mineral predominante es el cuarzo.

Principales rocas metamórficas: Gneis.- de textura masiva y estructura lenticular. Es la roca metamórfica de grano más grueso,

rico en feldespato y cuarzo, son más granulares y de colores claros que las ricas en m icas, biotitas, anfíboles, etc.

Pizarras.- Es la roca de grano fino, contiene grafito, hierro y manganeso. Tiene una textura foliada, estructura hojosa y está compuesta de diversos tipos de minerales prismáticos (muscovita, biotita).

Mármol.- De textura granular y estructura granítica, provienen de rocas carbonatadas, se

produce por el metamorfismo de calizas o dolomias, contiene minerales como la calcita y dolomita. El color de los mármoles es variable, aunque si la roca es un mármol puro de calcita o dolomita, es generalmente blanco. Diversas impurezas dan lugar a distintos tonos, alguno de los cuales son muy atractivos y dan valor a la piedra. Son frecuentes los tonos verdes, rosados y leonados, y muchas veces existen vetas negras.

Cuarcita.- de textura granular y estructura granítica, provienen de areniscas cuarcíferas. Serpentinas.- de textura foliada, estructura hojosa y está compuesta de diversos tipos de minerales prismáticos (muscovita, biotita).

Filitas. Son de composición similar a las pizarras, pero sus minerales constituyentes presentan

mayor desarrollo y, además, la esquistocidad, que son bandas de segregación mineral y textural, está más marcada, debido a que su grado metamórfico es mayor.

Esquistos. De todas las rocas de metamorfismo regional, el esquisto es sin duda el más

abundante, existiendo una gran variedad de ellos que pueden derivar tanto de rocas ígneas, como de sedimentarias y de metamórficas de menor grado. Otras: gramilita, ladrillos, esteatitas y anfibotitas.

EL SUELO: La ciencia del suelo es la rama de la ciencia que estudia el suelo como recurso natural en la superficie de la Tierra incluyendo su formación (pedogénesis), su clasificación y cartografía, sus características, su composición química, su biología, su fertilidad y todo lo relacionado con el uso y a la gestión del suelo. Esta ciencia agrupa a la pedología (formación, química, morfología y clasificación del suelo) y la edafología (influencia del suelo en organismos, especialmente las plantas). A menudo se utilizan estos nombres como sinónimos de la ciencia de suelo.La edafología (del griego ἔδαφος, edafos , "suelo", -λογία, logía , "estudio", "tratado") es una rama de la ciencia del suelo que estudia la composición y naturaleza del suelo en su relación con las plantas y el entorno que le rodea. Dentro de la edafología aparecen varias ramas teóricas y aplicadas que se relacionan en especial con la física y la química.

Pedología (del griego πέδον, "pedon”, suelo, tierra, y o λογία, logía , "estudio", "tratado"), es el estudio de los suelos en su ambiente natural. Es una de las dos ramas de la ciencia del suelo, siendo la otra la edafología ésta última más relacionada con la Agronomía por dedicar su estudio al aprovechamiento de los suelos. La pedología, en cambio, está relacionada y se considera también como una rama de la geografía que estudia el suelo en lo concerniente a la pedogénesis (el origen del suelo, su formación, clasificación, morfología, taxonomía y también su relación e interacción con el resto de los factores geográficos en la dinámica del ciclo geográfico.

El suelo  se origina a partir de la materia madre producida por los procesos químicos y mecánicos de transformación de las rocas de la superficie terrestre. A esta materia madre se agregan el agua, los gases, sobre todo el dióxido de carbono, el tiempo transcurrido, los animales y las plantas que descomponen y transforman el humus, dando por resultado una compleja mezcla de materiales orgánicos e inórganicos. En las ciencias de la Tierra y de la vida, se denomina suelo al sistema estructurado, biológicamente activo, que tiende a desarrollarse en la superficie de las tierras emergidas por la influencia de la intemperie y de los seres vivos. De un modo simplificado puede decirse que las etapas implicadas en su formación son las siguientes: 

Disgregación mecánica de las rocas.

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

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Meteorización química de los materiales regolíticos, liberados. Instalación de los seres vivos (vegetales, microorganismos, etc.) sobre ese substrato inorgánico. Esta es la fase más significativa, ya que con sus procesos vitales y metabólicos, continúan la meteorización de los minerales, iniciada por mecanismos inorgánicos. Además, los restos vegetales y animales a través de la fermentación y la putrefacción enriquecen ese sustrato. Mezcla de todos estos elementos entre sí, y con agua y aire intersticiales. El suelo puede formarse y evolucionar a partir de la mayor parte de los materiales rocosos, siempre que permanezcan en una determinada posición, el tiempo suficiente para permitir las anteriores etapas. Se pueden diferenciar: Suelos autóctonos formados a partir de la alteración in situ de la roca que tienen debajo. Suelos alóctonos, formados con materiales provenientes de lugares separados. Son principalmente suelos de fondos de valle cuya matriz mineral procede de la erosión de las laderas. La formación del suelo es un proceso en el que las rocas se dividen en partículas menores mezclándose con materia orgánica en descomposición. El lecho rocoso empieza a deshacerse por los ciclos de hielo-deshielo, por la lluvia y por otras fuerzas del entorno (I). El lecho se descompone en la roca madre que, a su vez, se divide en partículas menores (II). Los organismos de la zona contribuyen a la formación del suelo desintegrándolo cuando viven en él y añadiendo materia orgánica tras su muerte. Al desarrollarse el suelo, se forman capas llamadas horizontes (III). El horizonte A, más próximo a la superficie, suele ser más rico en materia orgánica, mientras que el horizonte C contiene más minerales y sigue pareciéndose a la roca madre. Con el tiempo, el suelo puede llegar a sustentar una cobertura gruesa de vegetación reciclando sus recursos de forma efectiva (IV). En esta etapa, el suelo puede contener un horizonte B, donde se almacenan los minerales lixiviados. Horizontes Se denomina horizontes del suelo a una serie de niveles horizontales que se desarrollan en el interior del mismo y que presentan diferentes caracteres de composición, textura, adherencia, etc. El perfil del suelo  es la ordenación vertical de todos estos horizontes. Clásicamente, se distingue en los suelos completos o evolucionados tres horizontes fundamentales que desde la superficie hacia abajo son:

Horizontes del suelo. 

Horizonte 0, "Capa superficial del horizonte A"





Horizonte A, o zona de lavado vertical : Es el más superficial y en él enraíza la vegetación herbácea. Su color es generalmente oscuro por la abundancia de materia orgánica descompuesta o humus elaborado, determinando el paso del agua arrastrándola hacia abajo, de fragmentos de tamaño fino y de compuestos solubles. Horizonte B o zona de precipitación : Carece prácticamente de humus, por lo que su color es más claro, en él se depositan los materiales arrastrados desde arriba, principalmente, materiales arcillosos, óxidos e hidróxidos metálicos, carbonatos, etc., situándose en este nivel los encostramientos calcáreos áridos y las corazas lateríticas tropicales. Horizonte C o subsuelo : Está constituido por la parte más alta del material rocoso in situ , sobre el que se apoya el suelo, más o menos fragmentado por la alteración mecánica y la química (la alteración química es casi inexistente ya que en las primeras etapas de formación de un suelo no suele existir colonización orgánica), Para denominar los diferentes tipos de suelo que podemos encontrar en el mundo, se han desarrollado diversos tipos de clasificaciones que, mediante distintos criterios, establecen diferentes tipologías de suelo. De entre estas clasificaciones, las más utilizadas son: - Clasificación Climática o Zonal, que se ajustan o no, a las características de la zona bioclimática donde se haya desarrollado un tipo concreto de suelo, teniendo así en cuenta diversos factores como son los climáticos y los biológicos, sobre todo los referentes a la vegetación. Esta clasificación ha sido la tradicionalmente usada por la llamada Escuela Rusa. - Clasificación Genética, en la que se tiene en cuenta la forma y condiciones en las que se ha desarrollado la génesis de un suelo, teniendo en cuenta por tanto, muchas más variables y criterios para la clasificación. - Clasificación Analítica (conocida como Soil Taxonomy), en la que se definen unos horizontes de diagnóstico y una serie de caracteres de referencia de los mismos.Es la establecida por la Escuela Americana. Hoy día, las clasificaciones más utilizadas se basan fundamentalmente en el perfil del suelo, condicionado por el clima. Se atiende a una doble división: zona  climática y, dentro de cada zona, el grado de evolución . Dentro de ésta, se pueden referir tres principales modelos edáficos que responderían a las siguientes denominaciones:

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Podzol: es un suelo típico de climas húmedos y fríos. Chernozem: es un suelo característico de las regiones de climas húmedos con veranos cálidos. Latosol o suelo laterítico: es frecuente en regiones tropicales de climas cálidos y húmedos, como Venezuela y en Argentina (Noreste, Provincia de Misiones,



frontera con Brasil), pero en él aún puede reconocerse las características originales del mismo. Horizonte D u horizonte R o material rocoso : es el material rocoso subyacente que no ha sufrido ninguna alteración química o física significativa. Algunos distinguen entre D, cuando el suelo es autóctono y el horizonte representa a la roca madre, y R, cuando el suelo es alóctono y la roca representa sólo una base física sin una relación especial con la composición mineral del suelo que tiene encima. Los caracteres, textura y estructura de los horizontes pueden variar ampliamente, pudiendo llegar de un horizonte A de centímetros a metros. NATURALEZA DEL SUELO: Los componentes primarios del suelo son: 1) compuestos inorgánicos, no disueltos, producidos por la meteorización y la descomposición de las rocas superficiales; 2) los nutrientes solubles utilizados por las plantas; 3) distintos tipos de materia orgánica, viva o muerta y 4) gases y agua requeridos por las plantas y por los organismos subterráneos. La naturaleza física del suelo está determinada por la proporción de partículas de varios tamaños. Las partículas inorgánicas tienen tamaños que varían entre el de los trozos distinguibles de piedra y grava hasta los de menos de 1/40.000 centímetros. Las grandes partículas del suelo, como la arena y la grava, son en su mayor parte químicamente inactivas; pero las pequeñas partículas inorgánicas, componentes principales de las arcillas finas, sirven también como depósitos de los que las raíces de las plantas extraen nutrientes. El tamaño y la naturaleza de estas partículas inorgánicas diminutas determinan en gran medida la capacidad de un suelo para almacenar agua, vital para todos los procesos de crecimiento de las plantas.

La parte orgánica del suelo está formada por restos vegetales y restos animales,  junto a cantidades variables de materia orgánica amorfa llamada humus. La fracción orgánica representa entre el 2 y el 5% del suelo superficial en las regiones húmedas, pero puede ser menos del 0.5% en suelos áridos o más del 95% en suelos de turba. El componente líquido de los suelos, denominado por los científicos solución del suelo, es sobre todo agua con varias sustancias minerales en disolución, cantidades grandes de oxígeno y dióxido de carbono disueltos. La solución del suelo es muy compleja y tiene importancia primordial al ser el medio por el que los nutrientes son absorbidos por las raíces de las plantas. Cuando la solución del suelo carece de los elementos requeridos para el crecimiento de las plantas, el suelo es estéril. Los principales gases contenidos en el suelo son el oxígeno, el nitrógeno y el dióxido de carbono. El primero de estos gases es importante para el metabolismo

de las plantas porque su presencia es necesaria para el crecimiento de varias bacterias y de otros organismos responsables de la descomposición de la materia orgánica. La presencia de oxígeno también es vital para el crecimiento de las plantas ya que su absorción por las raíces es necesaria para sus procesos metabólicos. PLUTONISMO Se denomina plutonismo cuando un magma asciende desde el interior de la Corteza abriéndose paso lentamente entre las rocas. La disminución de temperatura es lenta y, por tanto, los componentes cristalizan. El resultado es una roca en la que podemos distinguir perfectamente los diferentes minerales que la componen. Al ascender, según se va enfriando el magma, el volumen de roca plutónica formada queda encajada entre las rocas de la Corteza más superficial. Recibe diferentes nombres, con arreglo a su volumen y forma de emplazamiento:

1 - Sill 2 - Dique 3 - Lacolito 4 - Batolito

Batolito: grandes cuerpos plutónicos que pueden llegar a alcanzar miles de kilómetros cuadrados. Diques:cuando el magma rellena el plano de una falla da lugar a emplazamientos tabulares. Lacolito: el cuerpo plutónico se sitúa entre los estratos, formando una estructura plutónica horizontal.

Sill o filón: similar al lacolito. Se intercalan entre los estratos formando capas paralelas a estos de muy poco espesor pero de gran extensión.

VOLCÁN volcán Un constituye el único intermedio que pone en comunicación directa la superficie terrestre con los niveles profundos de la corteza terrestre.

Es el único medio para observar y estudiar los materiales líticos de origen magmático, que son el 80 % de la corteza sólida. En la profundidad del manto

terrestre, el magma bajo presión asciende, creando cámaras magmáticas dentro ó por debajo de la corteza. Las grietas en las rocas de la corteza proporcionan una salida para la intensa presión, y tiene lugar la erupción. Vapor de agua, humo, gases, cenizas, rocas y lava son lanzados a la atmósfera. Un volcán, en esencia, es un aparato geológico, comunicante temporal o permanentemente entre la litosfera y la superficie terrestre. Un volcán es también una estructura geológica, por la cual emerge magma (roca fundida) y gases del interior de un planeta. El ascenso ocurre generalmente en episodios de actividad violenta denominados 'erupciones'. Al acumularse el material arrastrado del interior se forma una estructura cónica en superficie que puede alcanzar alturas de unas centenas de metros hasta varios kilómetros. Al conducto que comunica el reservorio de magma o 'cámara magmática' en profundidad con la superficie se le denomina chimenea.

exhumada. Valle de Ucanca, Tenerife

Chimenea volcánica

Esta termina en la cima del edificio volcánico, el cual esta rematado por una depresión o cráter.

La Laguna de Alegria en Usulutan se sitúa al fondo de una de los Cráteres Volcánicos de la Sierra de Jucuaran

Algunos volcanes después de sufrir erupciones grandes, se colapsan formando enormes depresiones en sus cimas que superan el km de diámetro. Estas estructuras reciben el nombre de calderas. Caldera volcánica

La viscosidad (fluidez) de las lavas arrojadas por volcanes esta controlada por su composición química. Así, lavas más fluidas, o de tipo hawaiano, tienen composiciones ricas en hierro y magnesio y tienen un contenido bajo en sílice. Estas al salir de la chimenea se almacenan en el cráter o caldera hasta desbordarse, formándose ríos de lavas que pueden fluir distancias de varias decenas de kilómetros. Las lavas viscosas tienen un alto contenido en sílice y vapor de agua. Dado que fluyen pobremente, forman un tapón en la chimenea lo que da lugar a erupciones explosivas, aumentando el tamaño del cráter. En casos extremos pueden destruir completamente el edificio volcánico como sucedió durante la erupción del Monte Santa Helena en 1980. Monte Santa Helena en 1980.

La lava no erupciona siempre desde una chimenea central ya que puede abrirse camino a través de aberturas en los flancos del volcán. Si estas erupciones son continuas pueden dar lugar a lo que se conoce como cono parásito. El Monte Etna tiene más de 200 de estos conos parásitos y algunos de ellos sólo expulsan gases. A estos últimos se los llama fumarolas.

Erupción del Etna Por lo general los volcanes están asociados a los límites de placas tectónicas, aunque hay excepciones como el vulcanismo de puntos calientes o hot spots ubicados en el interior de placas tectónicas tal como es el caso de las islas Hawaii, teoría barajada también para el origen del Archipiélago Canario. Los geólogos han clasificado los volcanes en tres categorías: volcanes en escudo, conos de cenizas y conos compuestos (también conocidos como estratovolcanes).

Volcán en escudo

Cuando la lava expulsada por el volcán es fluida, del tipo haiwaiano, el volcán adquiere una forma de una estructura amplia y abovedada, que por su apariencia se los denomina en escudo. Un volcán en escudo está formado principalmente por lavas basálticas (ricas en hierro) y poco material piroclastico. El mayor volcán de la Tierra es el Mauna Loa, un volcán en escudo en las islas Hawaii. El Mauna Loa nace en las profundidades del mar a unos 5.000 metros y se eleva sobre el nivel del mar por unos 4.170 metros, con unos 9,5 km. de altura es mayor que el Monte Everest. Los volcanes en escudo como el Mauna Loa se forman a lo largo de millones de años gracias a ciclos de erupciones de lava que se van superponiendo unas con otras. El volcán de escudo más activo es el Kilauea, localizado en la Isla de Hawaii al lado de Mauna Loa. En el período histórico el Kilauea ha entrado unas 50 veces en erupción y es, por lo tanto, el volcán de este tipo más estudiado. El resultado de las erupciones constantes por millones de años ha dado lugar a la creación de las montañas más grandes de la Tierra (si se tiene en cuenta la altura contando desde la base en el lecho marino). Los geólogos creen que las primeras etapas de formación de los volcanes en escudo consisten en erupciones frecuentes de delgadas coladas de basaltos muy líquidos. A medida que prosiguen las erupciones también se producen erupciones laterales. Normalmente con el cese de cada fase eruptiva se produce el hundimiento del área de la cima. En las últimas fases, las erupciones son más esporádicas y la erupción piroclástica erupciones piroclásticas se hacen más frecuentes. A medida que esto sucede, las coladas de lava tienden a ser más viscosas, lo que provoca que sean más cortas y potentes. Todo esto a su vez ayuda a aumentar la pendiente de la ladera del área de la cima. Los volcanes en escudo son muy comunes y también se los encuentra en el sistema solar. El Monte Olimpo, en Marte es el más grande conocido hasta la fecha y también se han encontrado varios de estos volcanes sobre la superficie de Venus aunque de apariencia más achatada.

Cono de cenizas

Los conos de cenizas están formados por fragmentos de la lava expelida. El material piroclástico tiene un gran ángulo de reposo, entre unos 30 y 40 grados. El ángulo de reposo es el ángulo más alto por el cual el material se mantiene estable. Los conos de cenizas son muy pequeños; sólo alcanzan hasta 300 metros de altura y suelen estar asociados a volcanes más grandes y a menudo se los encuentra en grupos. El cono de cenizas más estudiado es el Paricutín, ubicado a unos 320 kilómetros a oeste de la ciudad de México. El Paricutín surgió en 1943 en un campo de maíz. En pocas semanas el cono de cenizas emergió del suelo acompañado de explosiones y cenizas. En dos años alcanzó su altura final de unos 400 metros y es actualmente inactivo.

Cono compuesto o estratovolcán

Un cono compuesto o estratovolcán es una gran estructura de apariencia casi simétrica compuesta de la alternancia de coladas de lava y depósitos piroclásticos que son emitidos a partir de una chimenea principal. La mayoría de estos volcanes se encuentran en una estrecha zona que rodea el océano Pacífico, a la que se denomina anillo de fuego. En esta zona se encuentran el Fujiyama (monte Fuji) de Japón, el monte Mayon de Filipinas y los volcanes de la cordilleta Cascade del noroeste de los Estados Unidos, entre ellos los montes Saint Helens, Rainer y Shasta. Los conos compuestos se producen cuando se extruyen lavas relativamente viscosas de composición andesítica. Un cono compuesto puede expulsar lava

viscosa por largos períodos, pero en un determinado momento pude cambiar el estilo de erupción y lanzar materiales piroclásticos. Los conos compuestos producen algunas de las actividades volcánicas más violentas. El Vesubio es un claro ejemplo del poder de devastación de este tipo de volcanes. En efecto, el Vesubio erupcionó en el año 79 dC después de haber estado por varios siglos inactivo. El 24 de agosto, sin embargo, y durante tres días la ciudad de Pompeya (cerca de Nápoles) y más de 2.000 de sus 20.000 habitantes fueron enterrados bajo una capa de cenizas de 6 metros de espesor. 17 siglos después los restos de Pompeya fueron descubiertos brindando los aspectos de vida de los romanos. Actividad volcánica La salida de productos gaseosos, líquidos y sólidos lanzados por las explosiones, constituyen los paroxismos o erupciones del volcán. Muchos de los volcanes que actualmente existen en la superficie de la Tierra no han dado muestras de actividad eruptiva y por eso se les llama volcanes extinguidos, independientemente de que en algún momento alcancen la actividad. Otros se hallan, o se han hallado en tiempos históricos no muy lejanos, en actividad, y por eso se les llama volcanes activos. Esa actividad eruptiva es casi siempre intermitente, ya que los períodos de paroxismo alternan con otros de descanso, durante los cuales el volcán parece extinguido (Vesubio, Teide, Teneguía, Fuji, etc.). Existen sin embargo volcanes que son de actividad continua, como el Manua-Loa de las islas Hawai o el Etna en Sicilia. Tipos de erupciones Dependiendo de la Tº de los magmas, de la cantidad de productos volátiles que acompañan a las lavas y de su fluidez (magmas básicos) o viscosidad (magmas ácidos), los tipos de erupciones pueden ser:

Hawaiano Sus lavas son muy fluidas, sin que tengan lugar desprendimientos gaseosos explosivos; estas lavas se desbordan cuando rebasan el cráter y se deslizan con facilidad, formando verdaderas corrientes a grandes distancias. Algunas partículas de lava, al ser arrastradas por el viento, forman hilos cristalinos que los nativos llaman cabellos de la diosa Pelé (diosa del fuego). Stromboliano Recibe el nombre del Stromboli, volcán de las islas Lípari (mar Tirreno), al Norte de Sicilia. La lava es fluida, desprendiendo gases abundantes y violentos, con proyecciones de escorias, bombas y lapilli. Debido a que los gases pueden desprenderse con facilidad, no se producen pulverizaciones o cenizas. Cuando la lava rebosa por los bordes del cráter, desciende por sus laderas y barrancos, pero no alcanza tanta extensión como en las erupciones de tipo hawaiano. Vulcaniano Del nombre del volcán Vulcano en las islas Lípari. Se desprenden grandes cantidades de gases de un magma poco fluido, que se consolida con rapidez; por ello las explosiones son muy fuertes y pulverizan la lava, produciendo mucha ceniza, lanzada al aire acompañadas de otros materiales fragmentarios. Cuando la lava sale al exterior se consolida rápidamente, pero los gases que se desprenden rompen y resquebrajan su superficie, que por ello resulta áspera y muy irregular, formándose lavas cordadas. Vesubiano Difiere del vulcaniano en que la presión de los gases es muy fuerte y produce explosiones muy violentas. Forma nubes ardientes que, al enfriarse, producen precipitaciones de cenizas, que pueden llegar a sepultar ciudades, como le ocurrió a Pompeya. Peleano De los volcanes de las Antillas es célebre el de la "Montaña Pelada", isla Martinica por su erupción de 1902, destruyendo su capital, San Pedro. La lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran rapidez, llegando a tapar por completo el cráter; la enorme presión de los gases, sin salida, levanta este tapón que se eleva formando una gran aguja. Así ocurrió el 8 de mayo de 1902, cuando las paredes del volcán cedieron a tan enorme empuje, abriéndose un conducto por el que salieron con extraordinaria fuerza los gases acumulados a elevada temperatura y que, mezclados con cenizas, formaron la nube ardiente que alcanzó 28 000 víctimas.

Krakatoano Una explosión volcánica muy terrible, fue la del volcán Krakatoa. Originó una tremenda explosión y enormes maremotos. Se cree que este tipo de erupciones son debidas a la entrada en contacto de la lava ascendente con el agua o con rocas mojadas, por ello se denominan erupciones freáticas. Erupciones submarinas En el fondo oceánico se producen erupciones volcánicas cuyas lavas, si llegan a la superficie, pueden formar islas volcánicas. Éstas suelen ser de corta duración en la mayoría de los casos, debido al equilibrio isostático de las lavas al enfriarse y por la erosión marina. Algunas islas actuales como las Cícladas (Grecia), tienen este origen. Avalanchas de origen volcánico (Lahares) Hay volcanes que ocasionan gran número de víctimas, debido a que sus grandes cráteres están durante el reposo convertidos en lagos o cubiertos de nieve. Al recobrar su actividad, el agua mezclada con cenizas y otros restos, es lanzada formando torrentes y avalanchas de barro, que destruyen todo. Un ejemplo fue la erupción del Nevado de Ruiz (Colombia) el 13 de noviembre de 1985. El Nevado del Ruiz es un volcán explosivo, en el que la cumbre del cráter (5.000 msnm) estaba recubierta por un casquete de hielo; al ascender la lava se recalentaron las capas de hielo, formando unas coladas de barro que invadieron el valle del río Lagunilla y sepultaron la ciudad de Armero, con 20.000 muertos y decenas de miles de heridos. Erupciones fisurales Se originan en una larga dislocación de la corteza terrestre, hasta varios km. La lava que fluye a lo largo de la rotura es fluida y recorre grandes extensiones formando amplias mesetas, con 1 ó más km de espesor y miles de km². Ejemplos de vulcanismo fisural es la meseta del Deccan (India). Volcán en escudo Cuando la lava expulsada por el volcán es fluida, del tipo haiwaiano, el volcán adquiere una forma de una estructura amplia y abovedada, que por su apariencia se los denomina en escudo. Un volcán en escudo está formado principalmente por lavas basálticas (ricas en hierro) y poco material piroclastico. El mayor volcán de la Tierra es el Mauna Loa, un volcán en escudo en las islas Hawaii. El Mauna Loa, nace en las profundidades del mar, a unos 5 km y se eleva sobre el nivel del mar por unos 4.170 m, con unos 9,5 km de altura. Es mayor que el Monte Everest.

Los volcanes en escudo como el Mauna Loa se forman a lo largo de millones de años gracias a ciclos de erupciones de lava que se van superponiendo unas con otras. El volcán de escudo más activo es el Kilauea, localizado en la Isla de Hawaii al lado de Mauna Loa. En el período histórico el Kilauea ha entrado unas 50 veces en erupción y es, por lo tanto, el volcán de este tipo más estudiado. El resultado de las erupciones constantes por millones de años ha dado lugar a la creación de las montañas más grandes de la Tierra (si se tiene en cuenta la altura contando desde la base en el lecho marino). Los geólogos creen que las primeras etapas de formación de los volcanes en escudo consisten en erupciones frecuentes de delgadas coladas de basaltos muy líquidos. A medida que prosiguen las erupciones también se producen erupciones laterales. Normalmente con el cese de cada fase eruptiva se produce el hundimiento del área de la cima. En las últimas fases, las erupciones son más esporádicas y la erupción piroclástica se hace más frecuente. A medida que esto sucede, las coladas de lava tienden a ser más viscosas, lo que provoca que sean más cortas y potentes. Todo esto a su vez ayuda a aumentar la pendiente de la ladera del área de la cima. Los volcanes en escudo son muy comunes y también se los encuentra en el sistema solar. El más grande conocido hasta la fecha es Olympus Mons, sobre la superficie de Marte, encontrándose también varios de estos volcanes sobre la superficie de Venus, aunque de apariencia más achatada. Nube ardiente Cuando las erupciones de un volcán están acompañadas de gases calientes y cenizas se produce lo que se conoce como flujo piroclástico o nube ardiente. También conocida como avalancha  incandescente , la nube ardiente se desplazan pendiente abajo a velocidades cercanas a los 200 km/h. La sección basal de estas nubes contiene gases calientes y partículas que flotan en ellos. De esta forma, las nubes transportan fragmentos de rocas que  – gracias al rebote de los gases calientes en expansión - se depositan a lo largo de más de 100 km desde su punto de origen.

En 1902 una nube ardiente de un pequeño volcán llamado Pelée en la isla caribeña de Martinica destruyó a la ciudad portuaria de San Pedro. La destrucción fue tan devastadora que murió casi toda la población (unos 28.000 habitantes). A diferencia de Pompeya, que quedó enterrada en un manto de cenizas en un período de tres días y las casas quedaron intactas (salvo los techos por el peso de las cenizas), la ciudad de San Pedro fue destruida sólo en minutos y la energía liberada fue tal que los árboles fueron arrancados de raíz, las paredes de las casas desaparecieron y las monturas de los cañones se desintegraron. La erupción de Pelée muestra cuan distintos pueden ser dos volcanes del mismo tipo. Lahar Los conos compuestos también producen coladas de barro llamadas lahar, una palabra de origen indonesio. Estos flujos se producen cuando las cenizas y derrubios volcánicos se saturan de agua y descienden pendiente abajo, normalmente siguiendo los valles de los ríos. Algunos de los lahares se producen cuando la saturación es provocada por la lluvia, mientras que en otros casos cuando grandes volúmenes de hielo y nieve se funden por una erupción volcánica. En Islandia al último caso se lo denomina jökulhlaup y son devastadores.

Destrucciones importantes de lahares se dieron en 1980 con la erupción del monte Saint Helens, en Estados Unidos, que a pesar de los destrozos producidos, no produjo muchas víctimas debido a que la región es poco poblada. Otro fue en 1985 con la erupción del Nevado del Ruiz, en Colombia, la cual generó un lahar que mató a casi 20.000 personas. Erupciones fisurales y llanuras de lava A pesar de que las erupciones volcánicas están relacionadas a estructuras en forma de cono, esto no es así ya que la mayor parte del material volcánico es extruido por fracturas en la corteza denominadas fisuras. Estas fisuras permiten la salida de lavas de baja viscosidad que recubren grandes áreas. La llanura de Columbia en el noroeste de los Estados Unidos se formó de esta manera. Las erupciones fisurales expulsaron lava basáltica muy líquida. Las coladas siguientes cubrieron el relieve y formaron una llanura de lava (plateau ) que en algunos lugares tiene casi 1,5 km de grosor. La fluidez se evidencia en la superficie recorrida por la lava: unos 150 km desde su origen. A estas coladas se las denomina basaltos de inundación (flood basalts ).

Este tipo de coladas sucede fundamentalmente en el suelo oceánico donde no pueden verse. A lo largo de las dorsales oceánicas, donde la expansión del suelo oceánico es activa, las erupciones fisurales generan nuevo suelo oceánico. Islandia está ubicada encima de la dorsal centroatlántica y ha experimentado numerosas erupciones fisurales. Las erupciones fisurales más grandes de Islandia ocurrieron en 1783 y se las denominaron erupciones de Laki. Laki es una fisura o volcán fisural de 25 km de largo que generó más de 20 chimeneas separadas que expulsaron corrientes de lava basáltica muy fluida. El volumen total de lava expulsada por las erupciones de Laki fue superior a los 12 km³. Los gases arruinaron las praderas y mataron al ganado islandés. La hambruna subsiguiente mató cerca de 10.000 personas. Domo de lava

La lava rica en sílice, es decir, es viscosa y por lo tanto, apenas fluye y que es extruida fuera de la chimenea puede producir una masa bulbosa de lava solidificada que se denomina domo de lava. Debido a su viscosidad, la mayoría está compuesto por riolitas y otros por obsidianas. La mayoría de los domos volcánicos se desarrollan a partir de una erupción explosiva de un magma rico en gases.

Aun que la mayoría de los domos volcánicos están asociados a conos compuestos, algunos se forman de manera independiente. Tal es el caso de la línea de domos riolíticos y de obsidiana en los cráteres Mono en California.

Las rocas volcanoclásticas (o piroclasticas) Ambiente de génesis:

En el caso de una actividad volcánica de forma explosiva el magma enfriado se fragmenta y se expulsa y reparte en forma de material suelto. Este material expulsado, fragmentado y distribuido por el viento, no compactado se denomina tefra, independientemente de la composición o del tamaño de los granos. Los diferentes fragmentos, sueltos o compactados, son llamados piroclástos.

Las explosiones originan de magma viscoso en ebullición estando cerca de la superficie terrestre, a veces incorporan otras rocas ya solidificadas o magma ya solidificado situados encima del cuerpo magmático en ebullición. Otra causa para las explosiones es el ingreso de agua en un cuerpo magmático viscoso de cualquier contenido en gas. Por la temperatura muy elevada el agua se convierte en vapor aumentando su volumen apreciadamente, las rocas adyacentes se fragmentan debido a la energía generada por la deliberación del gas y se produce una explosión del material. En el caso de una explosión freática el agua subterránea se calienta debido a un cuerpo magmático subyacente de temperatura elevada, y al vaporizar explota expulsando fragmentos accidentales de rocas adyacentes. En una explosión freatomagmática se produce fragmentos  juveniles y accidentales. El material piroclástico está expuesto a tres distintos procesos de transporte y deposición: caer desde una nube de ceniza en alturas altas de la atmósfera, flotar en el aire o fluir en una avalancha ardiente. Depósitos de tefra transportada en una nube de ceniza en altura alta de la atmósfera En las erupciones muy explosivas la tefra de tamaño de grano lapilli y ceniza es expulsada hacia alturas altas de la atmósfera, transportad en estas alturas distancias muy largas por medio de corrientes de aire de la nube eruptiva o por el viento antes de caer a la superficie terrestre bajo la influencia de la gravedad. La erupción de un volcán ubicado en Oregon en los Estados Unidos 6600 años atrás ha producido una capa de ceniza volcánica de 30 cm de potencia y hasta una distancia de 130km alrededor del cráter volcánico. La tefra acumulada de esta manera forma puede formar estratos delgados de 1mm o menos de potencia, pero muy persistentes con respecto a su extensión lateral y la composición de cristales y de partículas vítreas de un estrato de tefra puede ser uniforme. Ambas características (alta extensión, composición uniforma) favorecen el empleo de los estratos de tefra transportada por el aire en la atmósfera alta como horizontes estratigráficos en la geocronología. Además la tefra puede alterarse produciendo depósitos de arcillas y zeolitas económicamente valerosos. Depósitos de una nube de forma anular La nube se constituye de gotas de agua y en menor cantidad de partículas sólidas moviéndose lateralmente con velocidades de un huracán partiendo de la base de una pila de erupción vertical. Estas nubes anulares están iniciadas por erupciones freatomagmáticas caracterizadas por la participación de una alta cantidad de agua y vapor. Los depósitos se extienden hasta algunos pocos kilómetros alrededor del cráter y pueden alcanzar potencias hasta 1m. Depósitos de corrientes piroclásticas Una corriente piroclástica o de ceniza o una avalancha ardiente es una mezcla móvil y muy caliente de gas y tefra (eyecciones), que se mueve a lo largo de la

superficie terrestre alejándose del centro de erupción y manteniendo su aspecto de corriente. Los depósitos de este tipo son las ignimbritas. Las rocas volcanoclásticas y piroclásticas ocupan una posición intermedia entre las rocas magmáticas y las rocas sedimentarias. El aspecto de su origen de una erupción volcánica es un argumento para considerar los piroclásticos como magmatitas, en el aspecto, que son transportados antes de su sedimentación los piroclásticos son parecidos a las rocas sedimentarias. Por los procesos de erosión las cenizas y las tobas pueden ser transportados y aglomerados con material pelítico formando las tufitas o los sedimentos tufíticos. Las tufitas son rocas piroclásticas con una adición de hasta el 50% de detritus normales. Por encima de este porcentaje se habla de un sedimento tufítico.

Textura: Las rocas volcanoclásticas son aquellas con textura clástica causada por procesos volcánicos. Las erupciones volcánicas explosivas por ejemplo producen volúmenes grandes de material detrítico (de detritus) volcanoclástico. Bloques se llama los clastos angulares producidos por la fragmentación de rocas sólidas. Las

bombas originan de pedazos de magma (normalmente de composición básica o intermedia) expulsados, transportados por el viento y modelados mediante su solidificación en el aire resultando en cuerpos aerodinámicos.

Adicionalmente a la clasificación según su tamaño se pueden distinguir los fragmentos volcánicos con base en su composición: a) Vítreo b) b) Cristalino c) c) Lítico, es decir de fragmentos de rocas poligranulares (de "litos" = roca)

Los clastos de tamaño de grano 'ceniza' usualmente son vítreos o cristalinos, bloques comúnmente son líticos y ocasionalmente vítreos. Los clastos volcánicos pueden ser cementados por minerales precipitados secundariamente como en las rocas sedimentarias o si están calientes todavía pueden ser soldados con fragmentos vítreos diminutos.

La clasificación de los clastos solidificados se basa en el tamaño de los clastos. Las tobas compuestas solo de ceniza son muy comunes. Las rocas piroclásticas constituidas solo de lapilli o solo de bloques son muy raras, puesto que los intersticios entre los lapillis (roca de lapilli) o los bloques (brecha volcánica) respectivamente se llenan usualmente con partículas de grano más fino. Más comunes son las mezclas consolidadas de lapillis y ceniza (toba de lapilli) y de bloques y ceniza (brecha volcánica tobácea). A veces se emplean el término aglomerado para depósitos no sorteados de bombas acumulados cerca del viento volcánico Denominación: a) Por medio del tamaño de los piroclástos (Bombas, Lapilli) Tamaño de fragmentos

los Tefra compactación)

(sin piroclasticas (compactadas)

> 64 mm

bombas

piroclásticas

2 - 64 mm

lapilli

toba de lapilli

< 2 mm

ceniza

toba de ceniza, ignimbrita

b) Nombres especiales como Ignimbrita, Liparita, Piedra Pómez c) Una tercera clasificación se funda en la herencia de los fragmentos volcánicos. Los clastos involucrados y provenientes del evento volcánico se llaman clastos juveniles. Los clastos formados por fragmentación de rocas preexistentes y incorporados en los depósitos volcanoclásticos son clastos accidentales. Ejemplos de rocas: Pumitas (alemán: Bimsstein) son piroclásticos porosos, pumíticas, con brillo sedoso, que nadan

en la superficie de agua. Se constituyen de fibras de vidrio trenzadas subparalelamente y retorcidas alrededor de huecos y de inclusiones. De tal modo la roca semeja a espuma. Se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad (que sufre una descompresión repentina característica para las erupciones iniciales). El material expulsado es muy rico en gas y solidifica durante su vuelo por el aire. Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Pumitas frescas son de brillo sedoso. Sus equivalentes basálticos se denominan escorias ricas en burbujas. Ellas son mucho más raras que la pumita. La pumita se usan como roca de construcción ligera y como termoaislador.

Piedra pómez son piroclásticos porosos, que se constituyen de vidrio en forma de espuma y que se forman durante un enfriamiento muy rápido de un magma ascendiente de alta viscosidad.

Estos son muy característicos de las vulcanitas claras y ácidas, como por ejemplo de la riolita, y por ello son de color blanco grisáceo hasta amarillento, raramente de color café o gris. Piedras pómez frescas son de brillo sedoso. La palabra piedra pómez incluye todos las rocas piroclasticas porosas.

Ignimbritas son sedimentaciones de corrientes del material expulsado del volcán (avalanchas ardientes). Se constituyen de ceniza, lapilli y bloques. Las componentes están soldadas entre sí. Se puede denominarlas brechas tufíticas de material volcánico de todos los tamaños de grano (ceniza, lapilli, bloques). Las ignimbritas son de mala selección o es decir de distribución irregular de los tamaños de granos, heterogéneas y porosas. Muchas ignimbritas son de textura paralela debido a componentes vítreas, aplanadas con diámetros de hasta 10cm.

Relieve volcánico Los edificios volcánicos que se forman en las sucesivas erupciones son estructuras primitivas de relieve, pero también estas estructuras están sometidas a la acción de los agentes erosivos. En todo edificio volcánico se pueden encontrar diversos elementos singulares. Los más importantes son: el cono volcánico, las coladas, las formas de acumulación piroclástica y las calderas volcánicas.

El cono volcánico El cono volcánico es la estructura elemental de un volcán, sobre la que se desarrollan todas las demás. Se trata de una elevación troncocónica, abierta en la cima y generada por el amontonamiento los materiales expulsados en las sucesivas fases eruptivas. Distinguimos: el cráter, depresión de planta circular que rodea la chimenea en la cima del volcán, sus laderas son más verticales hacia el interior que hacia el exterior; la chimenea conducto vertical que comunica la cámara magmática con la superficie; y la cámara magmática, lugar donde se aloja el magma incandescente de un volcán. Los cráteres no siempre se sitúan en la cima del volcán, sino que pueden aparecer edificios secundarios en las laderas del cono. El cráter resulta del hundimiento tras el cese del flujo magmático. Si la actividad persiste encontraremos en el fondo del cráter un lago de lava, magma hirviendo, pero si la actividad cesa la lava se solidifica. En estos casos el fondo del cráter presenta una topografía plana. El cono puede ser regular, aunque sólo si se ha formado en una sola erupción. Lo normal es que los volcanes tengan varias fases de actividad y por lo tanto presente conos más complejos. Si la erupción ha deformado el cono, y expulsado coladas preferiblemente por un lado, el cono adopta forma de herradura. Las coladas

La colada de lava está formada por el material magmático que es expulsado por el cráter hasta el nivel superficial. Dependiendo de la viscosidad de las lavas, es decir de si tienen una proporción mayor o menor de sílice, pueden ser más o menos fluidas. Las lavas ácidas son poco fluidas y se consolidan cerca del cono del volcán en formaciones anchas y rígidas, las lavas básicas son muy fluidas y genera largos ríos de lava. Como su enfriamiento es muy lento forman extensos mantos de lava. Las coladas fluidas forman traps, amplias mesetas estructurales de escasa pendiente. También podemos distinguir lagos de contención volcánica, cuando las coladas se derraman a través de los valles. Al enfriarse las lavas adquieren su característica forma prismática, propia de los materiales cristalinos. Estas debilidades favorecen la erosión diferencial y se expresan en forma de columnas, tubos de órgano y calzadas de gigantes, de planta poligonal. Si la lava es muy fluida y pobre en gas la superficie resultante es notablemente lisa (pahoehoe), pero si es rica en gases las múltiples burbujas, al estallar, erizan la superficie pedregosa salpicándola de bloques, pináculos y agujas, que pueden ser de varios metros o pocos centímetros (aa). En las lavas aa podemos encontrar protuberancias llamadas hornitos que permiten la surgencia de lava subyacente. En las lavas pahoehoe encontramos arrugas estiradas en el sentido del movimiento que dan una superficie cordada. También puede dar una lava almohadillada, si se ha enfriado repentinamente bajo en agua. Cuando la lava, normalmente la ácida, se enfría antes en su parte externa que en la interna, esta continúa deslizándose por el interior, con lo que se forman túneles y cavernas en la parte superior de la colada. Las coladas expandidas por un valle, los traps, pueden aparecer resaltadas en forma de cerros tabulares o mesas que están limitadas por gigantescos escarpes o barrancos. Se trata de relieves invertidos producto de una mayor resistencia a la erosión de la lava que de los materiales sobre los que se depositó. Además hay formas menores como los domos, relieves en forma de cúpula muy vigorosos que por su escasa fluidez se consolidan muy cerca de la boca de emisión; y las agujas volcánicas, relieves agudos y verticales consolidados prácticamente sobre la boca de emisión. Son formas propias de lavas muy ácidas. La erosión diferencial deja al descubierto distintas estructuras que originalmente fueron extrusiones encajantes, propias de las rocas de consolidación lenta. Las más importantes son los sills, estructuras horizontales, los diques, estructuras verticales, los lacolitos y los batolitos. Formas de menores dimensiones son los necks o espigones, escarpados pitones de lava compacta, que también pueden estar formados por los conglomerados que rellenan las antiguas chimeneas. No confundir con las agujas volcánicas.

Las formas de acumulación piroclástica Además de lava, el volcán expulsa materiales fragmentados de diverso tamaño (ceniza, escorias, bombas) e incandescente (piroclastos). Estos piroclastos se depositan en las inmediaciones del volcán y encima de las coladas de lava. Su disposición sigue la pauta de la deposición sedimentaria habitual, en las capas bajas los materiales más gruesos y pesados y en las altas los más finos. Además las bombas más pesadas se encuentran más cerca del volcán, mientras que las cenizas pueden depositarse bastante más lejos. Las erupciones de tipo maar generan coladas piroclásticas húmedas, mientras que el resto generan coladas piroclásticas secas. La ceniza volcánica se deposita en campos de ceniza, de topografía poco accidentada, ya que rellena las irregularidades existentes. Las lavas Propiedades de la lava son las siguientes: a) Temperatura (T) b) Explosividad c) Viscosidad: el grado, en que el fluido se resiste a fluir cuando está sujeto a fuerzas no equilibradas.

Viscosidad baja = derretido, similar a una mezcla de leche y azúcar para hacer caramelos a baja T. Viscosidad alta = pegajoso, similar a la misma mezcla de leche y azúcar, que fue hervida varios minutos y enfriada y que se ha convertida en una mezcla espesa.

Lava básica Emerge con T = 1000 - 1200°C. De baja viscosidad debido a su bajo contenido en tetraedros de Si-O. Se mueve rápidamente a lo largo de superficies suavemente inclinadas tales como laderas de pendientes suaves, a menudo se desparrama en laminas delgadas. De bajo contenido en volátiles.

Lava ácida Emerge con T = 800 - 1000°C. De alta viscosidad, por esto fluye lentamente y se solidifica relativamente cerca del lugar de donde emerge. De alta explosividad debido a su alto contenido en volátiles

Cinturón de Fuego del Pacífico El Anillo de Fuego o Cinturón de Fuego es una zona de terremotos frecuentes y erupciones volcánicas que rodea el Océano Pacífico. Esta formado como una herradura y es 40,000 kilómetros de largo. Es asociado con una serie casi continua de fisuras oceánicas, arcos de islas, y sierras volcánicas y / o movimientos de plato. Es a veces llamado Cinturón Sísmico CircumPacífico.

FALLAS 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: superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla.

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Labio levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro. Labio hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado. Características de una falla Las siguientes características nos permiten describir las fallas: Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de falla con el eje norte-sur.

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Buzamiento: ángulo que forma el plano de falla con la horizontal. Salto de falla: distancia entre un punto dado de uno de los bloques (p. ej. una de las superficies de un estrato) y el correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla. Escarpe: distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical.

Fallas activas e inactivas Se denomina fallas activas a aquellas de las 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 terremotos de San Francisco (M=8.2) en 1905, Los Ángeles (M=6.5) en 1993 y recientemente Héctor 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 (ver figura arriba). Estas no representan ningún peligro para poblaciones cercanas. Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento

Tipos fundamentales de fallas: a) Falla inversa b) Falla normal c) Falla de desgarre Las fallas se clasifican en tres tipos según sea la dirección del desplazamiento de las rocas que cortan: 

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Falla inversa. Este tipo de fallas se genera por compresión horizontal (Fig. A). 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. Falla normal. Este tipo de fallas se generan por tensión horizontal (Fig. B). 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, 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 bloque de piso (aquel que se encuentra por debajo del plano de falla) da la 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. Estas fallas son verticales y el movimento de los bloques es horizontal (Fig. C). 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 transversales.

Asociaciones de fallas Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras: 

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Fallas escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos. Escamas tectónicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos. Pilar tectónico: conjunto de fallas normales que forman una estructura convexa. Cadena cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa. Fosa tectónica: conjunto de fallas normales que forman una estructura cóncava. Horst: asociación de pilares tectónicos y fosas tectónicas, alternativamente. Manto de 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, también llamado pilar tectónico o 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.

(1) 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).

El ejemplo del desarrollo de un graben tectónico muestra el conjunto a la formación de una quebrada. Pero también existen fosas tectónicas que forman finalmente un cerro. Falla de 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. Los dos segmentos muestran entonces una desplazamiento entre sí. Al otro lado del lomo central los segmentos se mueven hacia el otro continente. La 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 DESPLAZAMIENTO 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 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. imagen mejorada

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 desplazamiento 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: también 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): 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 muestran una deformación 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 e l material se rompe.

Ejemplo: Plastecina muestra una deformación altamente plástica y nunca vuelve a su estado principal.

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. Elementos para describir un pliegue Eje del pliegue: Línea matemática paralela del rumbo principal de la estructura. El eje tiene un azimut y puede ser inclinada. (En el ejemplo abajo se ve horizontal). El eje sirve para definir en 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.

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

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.

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Características de un pliegue Inmersión: ángulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal. Dirección: ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur. Buzamiento: ángulo que forman las superficies de los flancos con la horizontal. Tipos de pliegues Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características:

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Por su forma Anticlinales: curvados hacia arriba (forma de A). El núcleo se encuentra en la parte inferior

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

Por su simetría Simétricos respecto del plano axial Asimétricos respecto del plano axial. Por la inclinación del plano axial Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical. Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado. Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede porducir una inversión del registro estratigráfico.



Por el espesor de sus capas Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme. Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme. Por el ángulo que forman sus flancos Isoclinales: sus flancos son paralelos. Apretados: los flancos forman un ángulo agudo. Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso. Asociaciones de pliegues Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino que se asocian. Las asociaciones más sencillas de pliegues son: 

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Isoclinorio: los ejes de los pliegues son paralelos. Anticlinorio: los ejes de los pliegues convergen por debajo del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de anticlinal. Sinclinorio: los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal.

Descripción de un pliegue (Tipos de pliegues) 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 b) orientación del plano axial c) simetría al respeto del plano axial d) Comportamiento del eje del pliegue e) Espejo del pliegue a) Uso del ángulo interflanco:

pliegue pliegue pliegue pliegue pliegue

b,c) simetría y orientación del plano axial Tipos de pliegues (en perfil)

isoclinal apretado cerrado abierto suave

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 manteo menor) y un flanco con un manteo mayor.

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

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

e) Espejo del pliegue

ANTICLINAL / SINCLINAL: El 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. f) en el centro (núcleo) afloran los estratos más antiguos en los flancos los más jóvenes.

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 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.

Anticlinal en tres dimensiones:

Anticlinal en tres dimensiones con morfología:

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 usan frecuentemente la corrida de un estrato blando. Anticlinales pueden formar valles o quebradas, sí los estratos del núcleo son relativamente blando.

LA 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 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 

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). 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. 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. 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. 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: 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 con un sistema electrónico, eléctrico y mecánicohidráulico se monta sobre la placa y con todo el 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 de acuerdo a los principios de la Ley de Faraday. 1.

Esta 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 Se denomina 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 para los de mayor intensidad. En ocasiones se utiliza maremoto para denominar los sismos que ocurren en el mar. La ciencia que se 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 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, 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, 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, temblores que solo pueden ser detectados por sismógrafos. 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- y que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida -recibe el nombre de epicentro.

PARTES SISMICAS 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. 

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

Ondas longitudinales, primarias o P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a 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, de ahí su nombre "P" o primarias. Ondas transversales, secundarias o S: son ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el sentido de vibración de las partículas. Atraviesan únicamente los sólidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida. Ondas superficiales: son las más lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la 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.

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Clases Volcánicos: directamente relacionados con las erupciones volcánicas. Son de poca

intensidad y dejan de percibirse a cierta distancia del volcán. Sólo en las explosiones de caldera, como las de Santorini o Krakatoa alcanzan grandes intensidades. Tectónicos: originados por ajustes en la litosfera. El hipocentro suele 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: su origen no está del todo claro, caracterizándose porque el 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. 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 liberada por un

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





Regiones 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: zonas en las que sólo se registran terremotos débiles y no con mucha frecuencia. Regiones 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).

En esta tabla se resumen los peores sismos del mundo de los cuales se tiene noticia.

Fecha

Magnitud

Epicentro

y pérdidas Zonas afectadas Daños humanas

Año 526

X

X

Costa del 200.000 Muertos Mediterráneo

826

X

X

Corintio, Grecia

45.000 Muertos

1201

X

X

Oriente Medio

1.100.000 muertos, sismo más trágico y antiguo.

1268

8,4

X

Sicilia, Italia

60.000 muertos

1556

X

X

Shaan-si, China

Más de 830.000 muertos

Portugal

30.000 Muertos

26/01/1531 X

Cerca Lisboa, Portugal

de

23/01/1556 X

Shenshi, China

China.

830.000 muertos

Noviembre X de 1667

Shemaka, Cáucaso

Cordillera Caucásica

80.000 muertos

11/01/1693 X

Catania, Italia Italia

11/10/1737 X

Norte de India, Cordillera del Calcuta, India Himalaya, sur de 30.000 muertos Pakistán y Bangladesh.

60.000 muertos

07/06/1755 X

Costa de Irán  junto al Mar Norte de Irán Caspio

40.000 muertos

01/11/1755 X

Lisboa, Portugal

Portugal, España y Norte de África. Se dejó sentir en Francia y Estados Unidos. El tsunami 70.000 muertos producido afectó el norte de África y la Península Ibérica

04/02/1783 X

Calabria, Italia

Italia

50.000 muertos

04/02/1797 X

Quito, Ecuador

Ecuador

40.000 muertos

1811-1812 3,6 - 6,7

Nuevo Madrid, Missouri

La mayor serie de movimientos sísmicos afectaron a Estados Unidos: 270 muertos cambió varios cursos del cauce del río Misisipi

05/09/1822 X

Allepo, Asia Asia menor menor

22.000 muertos

18/12/1828 X

Echigo, Japón

30.000 muertos

13/08/1868 X

X

Japón

Arica, Perú. Después de ser destruida por el 25.000 muertos terremoto, Arica fue arrasada por grandes olas. Todos los barcos

anclados en las bahía fueron destruidos. 16/08/1868 X

X

Ecuador Colombia

y 70.000 muertos

03/04/1872 7,5

X

Más de Antiquia, Turquía. muertos

15/06/1896 X

X

Riku-ugo, Japón

18-041906

8,6

Cerca de San Francisco, Estados Unidos

San Francisco, Santa Rosa, 700 muertos y Salinas y San 28.000 edificios José, Estados destruidos. Unidos

16-081906

8,6

Valparaíso, Chile

Chile

1.000

22.000 muertos

20.000 Muertos

28/12/1908 7,5

Mesina, Italia Italia

120.000 muertos

13/01/1915 7,0

Avezzano, Italia

30.000 muertos

1917

Cercas de Los Ángeles, California California

No se calcularon los muertos ni daños

16/12/1920 8,5

Kansu, China China

180.000 muertos

01-091923

8,3

140.000 muertos y Tokio, Japón Tokio y Yokohama más de la mitad de Tokio destruida

01-101923

8,2

Kwato, Japón Japón

7,0

Italia

143.000 muertos

26-121932

7,6

Kansu, China China

8,9

Costa Noroeste, Japón

10-031933

6,3

Long Beach (Sur de California), California Estados Unidos

117 muertos.

15-011934

8,4

Bihar, Nepal India y Nepal

10.700 muertos

1934

7,5

Frente Panamá

Desconocido

31-031935

8,4

X

Quetta, Beluchistán

Más de muertos

31-051935

7,5

Queta, India

India

50.000 muertos

24-011939

8,3

Chillán, Chile Chile

28.000 muertos

26-121939

7,9

X

Erzincán, Turquía 33.000 muertos

18-051940

7,1

X

Imperial Valley, 9 muertos Estados Unidos

04-031942

X

X

Japón

82.000 muertos

1943

7,5

Puerto Rico

Daños importantes

02-031933

Noroeste Japón

a Panamá

Noroeste de

70.000 muertos

de Aprox. muertos

2.990

30.000

Puerto Rico 22-011944

8,5

San Juan, Argentina Argentina

Más de muertos

08-121946

X

Shiho-Ku, Japón

2.000 muertos

02-061948

X

Fuku-i, Japón Japón

Aprox. muertos

5.100

04-031952

X

Hokkaido, Japón

Japón

Aprox. muertos

8.233

21-061952

7,7

X

Bakersfield

12 muertos

1953

X

X

Isla del mar Desconocido Jónico, Grecia

1954

6,7

Orléansville, Argelia Argelia

1.000 muertos

1957

X

X

Más de muertos

18-081959

8,2

Montana, cerca del parque Montana y Yellowstone, alrededores Estados Unidos

29-021960

X

Agadir, Marruecos

Marruecos

22-051960

9,5

Valdivia, Chile

Chile, el tsunami 2.000 muertos en producido por este Chile, más 3.000 sismo se propagó mil en las costas

(El

más

Japón

Norte de Irán

10.000

25.000

Sin víctimas. sus Causó el desplome de una montaña sobre un río

Más de muertos

16.000

grande registrado)

1962

26-071963

X

X

Irán

X

por todo el Océano Pacífico. Afectó Hawaii y Japón principalmente. Valdivia se hundió 4 metro bajo el nivel del mar

de Océano Pacífico, con 2.000.000 de damnificados

Irán

Desconocido

Skopjé, Yugoslavia

La sacudida duró 20 segundos pero dejó convertida la ciudad en un montón de ruinas y sepultó entre los escombros a millares de personas Aunque parezca muy increíble, este sus sismo dejó 26 muertos y 447 heridos

04-061964

4,6

Nigata, Japón

Nigata y alrededores

1964

X

X

Valdes-Alaska, Estados Unidos

Desconocido

1965

X

X

Valparaíso, Chile

Varios muertos

1965

X

X

Nagano, Japón

Desconocido

19-081966

6,7

Turquía oriental

Turquía

Aprox. muertos

26-021968

Magnitud desconocida, X sólo se sabe que fueron

Miyazaki, Japón

42 heridos

2.520

tres sismos consecutivos 31-081968

X

Cercas del Norte de Irán norte de Irán

Más de muertos

12.000

31-051970

7,7

Huaylas, Perú

Perú

Más de muertos

50.000

1970

X

X

Turquía

Numerosos muertos, cantidad desconocida

04-021976

7,5

Guatemala

Guatemala

Al menos 22.778 muertos

28-071976

7,8

Tangshan, China

Tangshan, China

240.000 muertos

16-091978

7,7

Noreste Irán

19-091985

8,1

Entre los estados de Guerrero y Michoacán

07-121988

6,0

Noroeste de Noroeste Armenia Armenia

21-061990

de Noroeste de Irán Entre 7,3 y 7,7 Noroeste Irán

50.000 muertos

30-091993

6,0

Latur

Latur, India

10.000 muertos

7,2

Kobe

Kobe, Japón

Más de 6.000 muertos, 18.000

17-01-

de Noreste de Irán

25.000 muertos

México D.F., Michoacán, Guerrero, Jalisco, Colima de

Más de 9.500 muertos y más de 300.000 personas perdieron sus casas 25.000 muertos

1995

heridos y más de 10.000 edificios destruidos

6,9

Noreste de Noreste Afganistán y Afganistán Tajikistán Tajikistán

de y 5.000 muertos

25-011999

6,0

Oeste de Oeste Colombia Colombia

de 1.171 muertos

17-081999

7,4

Oeste Turquía

21-091999

7,6

Taiwán

7,6

944 muertos, 1.155 edificios públicos Frente a El San Salvador, El dañados, 108.261 Salvador Salvador viviendas destruidas y 405 iglesias dañadas.

26-012001

7,9

India

500 muertos según cifras oficiales, 13.000 muertos según otras fuentes

25-032003

5,8

Noroeste de Noroeste Afganistán Afganistán

de 1.000 muertos

21-052003

6,8

Noroeste de Noroeste Argelia Argelia

de 2.300 muertos

26-122003

6,5

Bam, sureste Bam, sureste de 32.000 muertos de Irán Irán

30-051998

13-012001

de

Oeste de Turquía 17.000 muertos

Taiwán

India

17.000 muertos

26-122004

08-102005

El tsunami generado por la magnitud del sismo causa más de 150.000 muertos en Sri Lanka, islas Maldivas, India, Tailandia, Malasia, Bangladesh y Myammar (antigua Birmania). También resulto afectado el lado oriental de África. Una cifra superior a 50.00 casas quedaron destruidas. Es uno de los cinco peores temblores de tierra conocidos desde 1900.

8,9

Sumatra, Golfo de Bengala, India, Sri Lanka, Bangladesh, Frente al Tailandia, Malasia, Norte de la Islas isla de Myanmar,maldivas, Sumatra, Somalía, Indonesia Madagascar, Tanzania, Kenia, Seycheles y Sudáfrica.

7,6

Cifras oficiales de 2 noviembre de Cerca de Norte de India, de indican Islamabad, Pakistán y 2005 73.276 muertos y Pakistán Afganistán más de 69.000 heridos graves

---------------------------------TECTÓNICA DE 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 (ver abajo) 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:

Principales Placas Tectónicas 

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Placa Africana Placa Antártica Placa Arábiga Placa Australiana Placa del Caribe Placa Escocesa Placa Euroasiática Placa Filipina Placa India Placa Juan de Fuca Placa de Nazca Placa Pacífica Placa Norteamericana 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, que la astenósfera 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 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. Antecedentes históricos 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. 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 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: 

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Divergentes: son límites en los que las placas se separan y, por lo tanto, emerge magma

desde regiones más profundas (por ejemplo, la dorsal mesoatlántica formada por la separación de las placas de Eurasia y Norteamérica y las de África y Sudamérica). Convergentes: son límites en los que una placa choca contra otra, formando una 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: son límites donde una placa se estrega contra otra a lo largo 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 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 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. 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 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, que es una de las partes del sistema de fallas producto del roce entre las placa Norteamericana y la del Pacífico. TECTÓNICA La forma del relieve terrestres depende en buena medida de cómo estén dispuestos los 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 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 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 pequeñas 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 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. 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. El deslizamiento de la corteza puede demostrarse por dos fenómenos: 

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la expansión del fondo oceánico, donde el fondo del mar se separa para dar lugar al nuevo material que sube; y la deriva continental, donde un continente se separa para dar lugar al nuevo material ascendente. El 'Gran Valle del Rift" de África Oriental es un ejemplo. Cuando dos secciones de la corteza terrestre se encuentran, varias cosas pueden suceder: una placa es forzada hacia abajo; 2. se crean montañas; 3. se forman volcanes; 4. se originan islas; y 5. se forman fallas sísmicas. 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. 1.