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4.1 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
El interior de la Tierra se caracteriza por un aumento gradual de la temperatura, la presión y la densidad con la profundidad. Los cálculos sitúan la temperatura a una profundidad de 100 kilómetros entre 1.200 °C y 1.400 °C, mientras que la temperatura en el centro de la Tierra puede superar los 6.700 °C. Por supuesto, el interior de la Tierra ha retenido mucha de la energía adquirida durante sus años de formación, a pesar de que el calor fluye de manera continua hacia la superficie, donde se pierde al espacio. El aumento de presión con la profundidad provoca el correspondiente incremento de la densidad de las rocas. El aumento gradual de la temperatura y la presión con la profundidad afecta a las propiedades físicas y, por tanto, al comportamiento mecánico de los materiales terrestres. Cuando una sustancia se calienta, sus enlaces químicos se debilitan y su resistencia mecánica (resistencia a la deformación) se reduce. Si la temperatura supera el punto de fusión de un material, los enlaces químicos de este material se rompen y tiene lugar la fusión. Si la temperatura fuera el único factor que determinara si una sustancia se va a fundir, nuestro planeta sería una bola fundida cubierta por un caparazón externo delgado y sólido. Sin embargo, la presión también aumenta con la profundidad y tiende a aumentar la resistencia de la roca. Además, como la fusión va acompañada de un aumento de volumen, se produce a temperaturas mayores en profundidad debido al efecto de la presión confinante. Este aumento de la presión con la profundidad produce también el correspondiente aumento de la densidad. Así, dependiendo de las condiciones físicas (temperatura y presión), un material particular puede comportarse como un sólido quebradizo, deformarse como la masilla o incluso fundirse y convertirse en líquido. La Tierra puede dividirse en cinco capas principales en función de sus propiedades físicas y, por tanto, según su resistencia mecánica: litosfera, astenosfera, mesosfera (manto inferior), núcleo externo y núcleo interno.
4.2 TECTÓNICA DE PLACAS
La tectónica de placas puede definirse como una teoría compuesta por una gran variedad de ideas que explican el movimiento observado de la capa externa de la Tierra por medio de los mecanismos de subducción y de expansión del fondo oceánico, que, a su vez, generan los principales rasgos geológicos de la Tierra, entre ellos los continentes, las montañas y las cuencas oceánicas. Las implicaciones de la tectónica de placas son de tanto alcance que esta teoría se ha convertido en la base sobre la que se consideran la mayoría de los procesos geológicos. Principales placas de la Tierra Según el modelo de la tectónica de placas, el manto superior, junto con la corteza suprayacente, se comportan como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfera (lithos piedra, sphere esfera), que está rota en fragmentos, denominados placas.
Las placas de la litosfera son más delgadas en los océanos, donde su grosor puede variar entre unos pocos kilómetros en las dorsales oceánicas y 100 kilómetros en las cuencas oceánicas profundas. Por el contrario, la litosfera continental, por regla general, tiene un grosor de entre 100 y 150 kilómetros, pero puede superar los 250 kilómetros debajo de las porciones más antiguas de las masas continentales. La litosfera se encuentra por encima de una región más dúctil del manto, conocida como la astenosfera (asthenos débil, sphere esfera). El régimen de temperatura y presión de la astenosfera superior es tal que las rocas que allí se encuentran se aproximan mucho a sus temperaturas de fusión, lo que provoca una zona muy dúctil que permite la separación efectiva de la litosfera de las capas inferiores. Así, la roca poco resistente que se encuentra dentro de la astenosfera superior permite el movimiento de la capa externa rígida de la Tierra. La litosfera está rota en numerosos fragmentos, llamados placas, que se mueven unas con respecto a las otras y cambian continuamente de tamaño y forma, se reconocen siete placas principales. Son la placa norteamericana, la Sudamericana, la del Pacífico, la africana, la Euroasiática, la australiana y la
Antártica. La mayor es la placa del Pacífico, que abarca una porción significativa de la cuenca del océano Pacífico. Obsérvese, en la Figura 2.18, que la mayoría de las grandes placas incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico (por ejemplo, la placa Sudamericana). Esto constituye una importante diferencia con la hipótesis de la deriva continental de Wegener, quien propuso que los continentes se movían a través del suelo oceánico, no con él. Obsérvese también que ninguna de las placas está definida completamente por los márgenes de un continente. Las placas de tamaño mediano son la caribeña, la de Nazca, la filipina, la Arábiga, la de Cocos, la de Scotia y la de Juan de Fuca. Además, se han identificado más de una docena de placas más pequeñas. Uno de los principales fundamentos de la teoría de la tectónica de placas es que las placas se mueven como unidades coherentes en relación con todas las demás placas. A medida que se mueven las placas, la distancia entre dos puntos situados sobre la misma placa (Nueva York y Denver, por ejemplo) permanece relativamente constante, mientras que la distancia entre puntos situados sobre placas distintas, como Nueva York y Londres, cambia de manera gradual. (Recientemente se ha demostrado que las placas pueden sufrir alguna deformación interna, en particular la litosfera oceánica.)
4.2.1 BORDES DIVERGENTES, CONVERGENTES Y DE FALLA TRANSFORMANTE
Bordes divergentes (bordes constructivos): donde dos placas se separan, lo que produce el ascenso de material desde el manto para crear nuevo suelo oceánico
Bordes convergentes (bordes destructivos): donde dos placas se juntan provocando el descenso de la litosfera oceánica debajo de una placa superpuesta, que es finalmente reabsorbida en el manto, o posiblemente la colisión de dos bloques continentales para crear un sistema montañoso
Bordes de falla transformante (bordes pasivos): donde dos placas se desplazan lateralmente una respecto de la otra sin la producción ni la destrucción de litosfera
4.3 DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE
Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de fuera; forma forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas. Los movimientos de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placa generan las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca. Fuerza y esfuerzo La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios o a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De la experiencia cotidiana sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria), aplicamos fuerza para abrirla (ponerla en movimiento). Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa. Por ejemplo, si una persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca puntiaguda, la concentración de esfuerzos en un punto de su pie será elevada. Por tanto, puede pensarse en el esfuerzo como una
desplazamiento más reciente a lo largo de la falla. Los geólogos clasifican las fallas por sus movimientos relativos, que pueden ser predominantemente horizontales, verticales u oblicuos
4.4 SISMOS
La liberación repentina de energía a través de ondas elásticas, que se propagan tanto en el subsuelo como en la superficie.
Recordemos que el foco es el lugar del interior de la Tierra donde se originan las ondas sísmicas. El epicentro (epi = sobre; centr = punto) es el punto de la superficie situado directamente encima del foco. La diferencia de velocidad de las ondas P y S proporciona un método para localizar el epicentro. El principio utilizado es análogo al de una carrera entre dos coches, uno más rápido que el otro.
4.4.1 CONCEPTO Y CLASIFICACIÓN GENETICA
Los sismos se pueden clasificar como naturales y artificiales
NATURALES: son los sismos que se provocan de manera natural en la tierra y estos se deben a las placas tectónicas, volcanes y colapso
ARTIFICIALES: son los sismos provocados por el humano explosiones, inyección de residuos peligros, etc.
4.4.2 LOCALIZACION DE UN SISMO
Se ha desarrollado un sistema de localización de los epicentros sísmicos utilizando sismogramas de terremotos cuyos epicentros podían ser identificados fácilmente por evidencias físicas. A partir de esos sismogramas, se han construido gráficas donde se representa la distancia al epicentro frente al tiempo de llegada de la señal. Las primeras gráficas de distancia-tiempo se perfeccionaron mucho cuando se dispuso de los sismogramas de las explosiones nucleares, porque se conocían la localización y el momento precisos de la detonación. Utilizando el sismograma de muestra y las curvas distancia-tiempo, podemos determinar la distancia que separa la estación de registro del terremoto mediante dos operaciones: (1) determinación, con el sismograma, del intervalo temporal entre la llegada de la onda P y la primera onda S, y (2) con la gráfica distancia-tiempo, determinación del intervalo P-S en el eje vertical y uso de esa información para determinar la distancia al epicentro en el eje horizontal.
4.4.3 TIPOS DE ONDAS Y DAÑOS A LAS CONSTRUCCIONES
Los tipos de onda son:
P: este tipo de ondas se comprimen y se expanden como un acordeón S: este tipo de ondas se comportan como una ola
Daños a la construcción
Existen muchos factores determinan el grado de destrucción que acompañará a un terremoto. Los más obvios son la magnitud del terremoto y su proximidad a un área poblada. Afortunadamente la mayoría de los terremotos son pequeños y se producen en regiones remotas de la Tierra. Sin embargo, se producen unos 20 terremotos importantes al año, uno o dos de los cuales pueden ser catastróficos. Durante un terremoto, la región comprendida en un radio de entre 20 y 50 kilómetros con respecto al epicentro experimentará aproximadamente el mismo grado de vibraciones, pero, más allá de este límite, la vibración se debilita rápidamente. A veces, durante terremotos que ocurren en el interior continental estable, el área de influencia puede ser mucho mayor.
4.4.4 ESCALA PARA MEDIR SISMOS
Históricamente los sismólogos han utilizado varios métodos para obtener dos medidas fundamentalmente diferentes que describen el tamaño de un terremoto: la intensidad y la magnitud. La primera que se utilizó fue la intensidad, una medición del grado de temblor del terreno en un punto determinado basada en la cantidad de daños. Con el desarrollo de los sismógrafos, se hizo evidente que una medición cuantitativa de un terremoto basada en los registros sísmicos era más conveniente que los cálculos personales inexactos. La medición que se desarrolló, denominada magnitud, se basa en los cálculos que utilizan los datos proporcionados por los registros sísmicos (y otras técnicas) para calcular la cantidad de energía liberada en la fuente del terremoto.
4.4.5 BRECHA SISMICA
La brecha sísmica es un lugar donde por un periodo estadístico en una zona de subducción, donde durante un periodo de 30 años no ha ocurrido un sismo mayor a 7 grados
4.5 TSUNAMIS
Estas olas destructivas son a menudo denominadas «olas de marea» por los medios de comunicación. Sin embargo, este nombre es inapropiado, pues estas olas son generadas por los terremotos, no por el efecto mareal de la Luna ni el Sol. Los tsunamis son consecuencia casi siempre del desplazamiento vertical a lo largo de una falla situada en el suelo oceánico o de un gran deslizamiento submarino provocado por un terremoto.
Normalmente la primera advertencia de aproximación de un tsunami es una retirada relativamente rápida de agua de las playas. Los residentes de la costa han aprendido a hacer caso de esta advertencia y a desplazarse a un terreno más elevado, pues de 5 a 30 minutos después, el retroceso
aumento gradual de la temperatura, la presión y la densidad con la profundidad
4.2 TECTÓNICA DE PLACAS
4.2.1 BORDES DIVERGENTES, CONVERGENTES Y DE FALLA TRANSFORMANTE
4.3 DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE
Bordes divergentes :
Donde dos placas se separan.
Bordes convergentes :
Donde dos placas se juntan
Bordes de falla:
Donde dos placas se desplazan lateralmente
Movimiento observado de la capa externa de la Tierra por medio de los mecanismos de subducción y de expansión del fondo oceánico
Es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa
4.3.3 FALLAS Y FRACTURAS
4.3.1 DEFORMACIÓN
4.3.2 PLIEGUES
las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues
Cambio irreversible en la forma y el tamaño del cuerpo rocoso
Las fallas son fracturas en la corteza a lo largo de las cuales ha tenido lugar un desplazamiento apreciable
4.4 SISMOS
4.4.1 CONCEPTO Y CLASIFICACIÓN GENETICA
4.4.2 LOCALIZACION DE UN SISMO
Se ha desarrollado un sistema de localización de los epicentros sísmicos utilizando sismogramas de terremotos cuyos epicentros podían ser identificados fácilmente por evidencias físicas
La liberación repentina de energía a través de ondas elásticas, que se propagan tanto en el subsuelo como en la superficie.
4.4.4 ESCALA PARA MEDIR SISMOS
