Intensidad en Escala de Mercalli Se expresa en números romanos.

Intensidad en Escala de Mercalli
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman)
Se expresa en números romanos.
Creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se
basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en
las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la
Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la
gente, noticias de los diarios públicos y personales, etc. La Intensidad
puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo
terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una sola)y dependerá de
a)La energía del terremoto,
b)La distancia de la falla donde se produjo el terremoto,
c)La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblícua,
perpendicular, etc,)
d)Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se
registra la Intensidad y, lo más importante,
e)Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto.
Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en
números romanos y es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el
doble de II, por ejemplo.
Grado I
Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones
especialmente favorables.
Grado II
Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo,
especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos
suspendidos pueden oscilar.
Grado III
Sacudida sentida claramente en los interiores,
especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas
personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de
motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración
como la originada por el paso de un carro pesado. Duración
estimable
Grado IV
Sacudida sentida durante el día por muchas personas en
los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas
despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y
puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro
pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor
estacionados se balancean claramente.
Grado V
Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos
despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas,
etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de
aplanados; caen objetos inestables. Se observan
perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos.
Se detienen de relojes de péndulo.
Grado VI
Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas
atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados
cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o
daño en chimeneas. Daños ligeros.
Grado VII
Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin
importancia en edificios de buen diseño y construcción.
Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas;
daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura
de algunas chimeneas. Estimado por las personas
conduciendo vehículos en movimiento.
Grado VIII
Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente
bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe
parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los
muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas
de productos en los almacenes de las fábricas, columnas,
monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan.
Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio
en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en la
personas que guían vehículos motorizados.
Grado IX
Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las
armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman;
grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial.
Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta
notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
Grado X
Destrucción de algunas estructuras de madera bien
construidas; la mayor parte de las estructuras de
mampostería y armaduras se destruyen con todo y
cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías
del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en
las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del
agua de los ríos sobre sus márgenes.
Grado XI
Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie.
Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las
tuberías subterráneas quedan fuera de servicio.
Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión
de vías férreas.
Grado XII
Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno.
Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares).
Objetos lanzados en el aire hacia arriba.
SALAR
El Salar es una formación superificial rica en sales. Su proceso de creación se debe a la
evaporación de una formación endorreica que va dejando las sales cristalizadas del
contenido del agua. Es típica de los climas áridos y secos. Se extraen de ellos
principalmente salitre, yodo, litio y cloruro de sodio (sal común).
Grandes salares del mundo son:
Salar de Uyuni en Bolivia, tiene una extensión de 10,582 km²
Salar de Atacama en Chile, 3.000 km²
Salar de Coipasa en Bolivia, 2,218 km²
Glaciar
Los glaciares son gruesas masas de hielo que se originan en la superficie terrestre por
compactación y recristalización de la nieve mostrando evidencias de flujo en el pasado
o en la actualidad.
Formación de glaciares
Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno de la que se
derrite en verano. Cuando las temperaturas se mantienen por debajo del punto de
congelación, la nieve caída cambia su estructura ya que la evaporización y
recondensación del agua causa la recristalización para formar granos de hielo más
pequeños, espesos y de forma esférica. A este tipo de nieve recristalizada se la conoce
como neviza. A medida que la nieve se va depositando y se convierte en neviza, las
capas inferiores son sometidas a presiones cada vez más intensas. Cuando las capas de
hielo y nieve tienen espesores que alcanzan las decenas de metros, el peso es tal que la
neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes.
En los glaciares, donde el derretimiento se da en la zona de acumulación de nieve, la
nieve puede convertirse en hielo rápidamente a través del derretimiento y
recongelamiento (en períodos de varios años).
En la Antártida, donde el derretimiento es muy lento o no existe (incluso en verano), la
compactación que convierte la nieve en hielo tarda cientos de años. La enorme presión
sobre los cristales de hielo hace que éstos tengan una deformación plástica, cuyo
comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la
gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra.
El tamaño de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. El
balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior respecto a lo que se
derrite en la parte inferior, o término, recibe el nombre de balance glaciar. La
acumulación sucede en la parte superior del glaciar y esta zona se la conoce como zona
de acumulación. El material acumulado se desplaza sobre el glaciar y puede llegar hasta
el borde del glaciar donde se derrite; esta parte se la conoce como zona de ablación. La
línea que separa estas dos zonas se llama límite de las nieves perpetuas. La elevación de
esta línea varía de acuerdo a las temperaturas y la cantidad de nieve caída. El avance o
retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o la ablación
respectivamente.
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Clasificación de glaciares
Glaciar alpino Aletsch en Suiza
Los glaciares se clasifican de acuerdo a su tamaño y la relación que mantienen con la
geografía. Los más pequeños están confinados en los valles montañosos, por lo tanto
reciben el nombre de glaciares de valle o glaciares alpinos. Por otro lado, las enormes
capas de hielo pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán; a este tipo de los
conoce como glaciares de casquete. Los glaciares de casquete alimentan glaciares de
desbordamiento, lenguas de hielo que se extienden valle abajo lejos de los márgenes de
esas masas de hielo más grandes. Por lo general, los glaciares de desbordamiento son
glaciares de valle, que se forman por el movimiento del hielo desde un casquete polar o
un glaciar de casquete desde regiones montañosas hasta el mar.
Los glaciares más grandes son los glaciares continentales de casquete, enormes masas
de hielo que no son afectadas por el paisaje y se extienden por toda la superficie,
excepto en los márgenes, donde su espesor es más delgado. La Antártida y Groenlandia
son actualmente los únicos glaciares continentales en existencia. Estas regiones
contienen vastas cantidades de agua dulce. El volumen de hielo es tan grande que si
Groenlandia se derritiera causaría que el nivel de mar aumentara unos 6 metros a nivel
mundial, mientras que si la Antártida lo hiciera, los niveles subirían hasta 65 metros. El
derretimiento combinado sería de cerca de 125 metros.
Otros glaciares de menor tamaño son los glaciares de meseta. Se parecen a los glaciares
de casquete, pero en este caso su tamaño es inferior. Cubren algunas zonas elevadas y
mesetas. Este tipo de glaciares aparecen en muchos lugares, sobre todo en Islandia y
algunas de las grandes islas del Océano Ártico.
Los glaciares de piedemonte ocupan tierras bajas, amplias en las bases de montañas
escarpadas y se forman cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las paredes de
confinamiento de los valles de montañas. El tamaño de los glaciares de piedemonte
varía mucho: entre los más grandes se encuentra el glaciar Malaspina, que se extiende a
lo largo de la costa sur de Alaska. Abarca más de 5.000 km² de la llanura costera plana
situada al pie de la elevada cordillera San Elías.
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Movimiento de un glaciar
El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión que tiene encima
es equivalente a 50 metros de hielo. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se
comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas
de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más
débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa
las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas
sobre otras.
Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar
entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de
fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida
se origina como consecuencia de que a mayor presión menor el punto de fusión. Otras
fuentes para el origen del agua de fusión pueden ser la fricción del hielo contra la roca,
lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra.
El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción
y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más
lento que las partes superiores.
A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no
están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce
como zona de fractura.
El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través
de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros
de profundidad, donde el flujo plástico las sella.
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Velocidad de un glaciar
La velocidad de desplazamiento de los glaciares está determinada por la fricción. Como
se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las
partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la
fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que
presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en
el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analizó
su evolución. Posteriormente se confirmó que las regiones centrales se habían
desplazado mayores distancias.
Las velocidades medias varían. Algunos presentan velocidades tan lentas que los
árboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin
embargo, se desplazan varios metros por día. Tal es el caso del glaciar Byrd, un glaciar
de desbordamiento en la Antártida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba
de 750 a 800 metros por año (unos 2 metros por día).
El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por períodos de avance
extremadamente rápidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se
comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento
para después volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de
desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales.
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Erosión glaciar
Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los
glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras: abrasión y arranque.
Diagrama del arranque glaciar y la abrasión
A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y
levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque,
se produce cuando el agua de fusión penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de
roca y del fondo del glaciar y se congela. Conforme el agua se expande, actúa como una
palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, sedimentos de todos los
tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar.
La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el
lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada
debajo. La roca pulverizada por la abrasión recibe el nombre de harina de roca. Esta
harina está formada por granos de roca de un tamaño del orden de los 0,002 a 0,00625
mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes
de agua de fusión adquieren un color grisáceo.
Otra de las características visibles de la erosión glaciar son las estrías glaciares. Éstas se
producen cuando el hielo de fondo contiene grandes trozos de roca que marcan surcos
en el lecho de roca. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el
desplazamiento del flujo glaciar.
La velocidad de erosión de un glaciar es muy variable. Esta erosión diferencial llevada a
cabo por el hielo está controlada por cuatro factores importantes:
1. Velocidad del
movimiento del
glaciar.
2. Espesor del hielo
3. Forma, abundancia
y dureza de los
fragmentos de roca
contenidos en el
hielo en la base del
glaciar
4. La erosionalidad de
la superficie por
debajo del glaciar.
Una vez que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios
kilómetros antes de ser depositado en la zona de ablación. Todos los depósitos dejados
por los glaciares reciben el nombre de derrubios glaciares. Los derrubios glaciares se
dividen por los geólogos en dos tipos distintos:

Materiales
depositados
directamente por el
glaciar, que se
conocen como tills
o barro glaciar.
 Los sedimentos
dejados por el agua
de fusión del
glaciar,
denominados
derrubios
estratificados.
Los grandes bloques que se encuentran en el till o libres sobre la superficie se
denominan erráticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran
(esto es, su litología no es la misma que la roca encajada subyacente). Los bloques
erráticos de un glaciar son rocas accarreadas y luego abandonadas por un glaciar y
puede utilizarse su litología para averiguar la trayectoria del glaciar que la depositó.
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Morrenas
El nombre más común para los sedimentos de los glaciares es el de morrena. El término
tiene origen francés y fue acuñado por los campesinos para referirse a los rebordes y
terraplenes de derrubios encontrados cerca de los márgenes de glaciares en los Alpes
franceses. Actualmente, el término es más amplio, porque se aplica a una serie de
formas, todas ellas compuestas por till.
Una morrena terminal es un montículo de till que se forma al final de una glaciar. Este
tipo de morrena se forma cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del hielo
del extremo del glaciar a una velocidad igual a la de avance hacia delante del glaciar
desde su región de alimentación. Aunque el extremo glaciar está estacionario, el hielo
sigue fluyendo depositando sedimento como una cinta transportadora.
Cuando la ablación supera a la acumulación, el glaciar empieza a retroceder, a medida
que lo hace, el proceso de sedimentación de la cinta transportadora continúa dejando un
depósito de till en forma de llanuras onduladas. Esta capa de till suavemente ondulada
se llama morrena de fondo. Las morrenas terminales que se depositaron durante las
estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan
morrenas de retroceso.
Los glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en
los valles de montaña. El primero de ellos se llama morrena lateral. Este tipo de
morrena se produce por el deslizamiento del glaciar respecto a las paredes del valle en
el que está confinado, de esta manera los sedimentos se acumulan en forma paralela a
los laterales del valle.
El otro tipo son las morrenas centrales. Este tipo de morrenas es exclusiva de los
glaciares alpinos y se forma cuando dos glaciares se unen para formar una sola corriente
de hielo. En este caso las morrenas laterales se unen para formar una franja central
oscura.
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Transformación del terreno
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Valles glaciares
Antes de la glaciación los valles de montaña tienen una característica forma de V,
producido por la erosión del agua en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos
valles se ensanchan y profundizan lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en
forma de U. Además de su profundización y ensanchamiento del valle, el glaciar
también alisa a este valle gracias a la erosión. De esta manera va eliminando los
espolones de tierra que se extienden en el valle. Como resultado de esta interacción se
crean acantilados triangulares llamados espolones truncados.
Debido a que muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que hacen sus
afluentes pequeños. Por consiguiente, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los
valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glacial principal, y
se los denomina valles colgados.
En las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser
rellenados por los denominados lagos pater noster, nombre del latín (Padre nuestro) que
hace referencia a una estación de las cuentas del rosario.
En la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y
tiene una forma de tazón con paredes escarpadas en tres lados, pero abiertas por el lado
que desciende al valle. En el circo se da la acumulación del hielo. Éstos empiezan como
irregularidades en el lado de la montaña que luego va siendo aumentadas de tamaño por
el acuñamiento del hielo. Después de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser
ocupados por un pequeño lago de montaña denominado tarn.
A veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y ésta, ubicada entre los
circos, es erosionada creando una garganta o paso. A esta estructura se la denomina
puerto de montaña.
Los glaciares también son responsables de la creación de fiordos, ensenadas profundas y
escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. Con profundidades que pueden
superar los 1.000 metros provocadas por la elevación postglacial del nivel del mar y por
lo tanto, a medida que este aumentaba los glaciares cambiaban su nivel de erosión.
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Aristas y Horns
Además de las características que los glaciares crean en un terreno montañoso, también
es probable encontrar crestas sinuosas de bordes agudos que reciben el nombre de
aristas y picos piramidales y agudos llamados horns.
Ambos rasgos pueden tener el mismo proceso desencadenante: el aumento de tamaño de
los circos producidos por arranque y por la acción del hielo. En el caso de los horns, el
motivo de su formación son los circos que rodean a una sola montaña.
Las aristas surgen de manera similar; la única diferencia se encuentra que en los circos
no están ubicados en círculo, sino más bien en lados opuestos a lo largo de una
divisoria. Las aristas también pueden producirse con el encuentro de dos glaciares
paralelos. En este caso, las lenguas glaciares van estrechando las divisorias a medida
que se erosionan y pulen los valles adyacentes.
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Rocas aborregadas
Son formadas por el paso del glaciar cuando esculpe pequeñas colinas a partir de
protuberancias del lecho de rocas. Una protuberancia de roca de este tipo recibe el
nombre de roca aborregada. Las rocas aborregadas son formadas cuando la abrasión
glaciar alisa la suave pendiente que está en el frente del hielo glaciar que se aproxima y
el arranque aumenta la inclinación del lado opuesto a medida que el hielo pasa por
encima de la protuberancia. Estas rocas indican la dirección del flujo del glaciar.
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Drumlins
Las morrenas no son las únicas formas depositadas por los glaciares. En determinadas
áreas que en alguna ocasión estuvieron cubiertas por glaciares de casquete continentales
existe una variedad especial de paisaje glacial caracterizado por colinas lisas, alargadas
y paralelas llamadas drumlins.
Los drumlins son colinas asimétricas de perfil aerodinámico compuestas principalmente
por till. Su altura oscila entre 15 a 50 metros y pueden llegar a medir hasta 1 km de
longitud. El lado empinado de la colina mira la dirección desde la cual avanzó el hielo,
mientras que la pendiente más larga sigue la dirección de desplazamiento del hielo.
Los drumlins no aparecen en forma aislada, por el contrario, se encuentran agrupados en
lo que se denomina campos de drumlins. Uno de ellos se encuentra en Rochester, Nueva
York, y se calcula que contiene unos 10.000 drumlins.
Si bien no se sabe con certeza cómo se forman, si se observa el aspecto aerodinámico,
se puede inferir que fueron moldeados en la zona de flujo plástico de un glaciar antiguo.
Se cree que muchos drumlins se originan cuando los glaciares avanzan sobre derrubios
glaciares previamente depositados, remodelando el material.
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Derrubios glaciares estratificados
El agua que surge de la zona de ablación se aleja del glaciar en una capa plana que
transporta fino sedimento; al medida que disminuye la velocidad, los sedimentos
contenidos empiezan a depositarse y entonces el agua de fusión empieza a desarrollar
canales anastomosados. Cuando esta estructura se forma en asociación de un glaciar de
casquete, recibe el nombre de llanura aluvial y cuando está fundamentalmente confinada
en un valle de montaña, se la suele denominar tren de valle.
Las llanuras de aluvión y los trenes de valle suelen estar acompañados de cuencas
conocidas como kettles. Las depresiones de glaciar se producen también en depósitos de
till. Estas depresiones se producen cuando enormes bloques de hielo quedan estacados
en el derrubio glaciar y después de derretirse dejan huecos en el sedimento.
Los diámetros de estas depresiones, por lo general, no superan los 2 km., salvo en
Minnesota, donde algunos tienen hasta 50 km. de diámetro. Las profundidades oscilan
entre los 10 y 50 metros.
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Depósitos en contacto con el hielo
Cuando un glaciar disminuye su tamaño hasta un punto crítico, el flujo se detiene y el
hielo se estanca. Mientras tanto, las aguas de fusión que corren por encima, en el
interior y por debajo del hielo deja depósitos de derrubios estratificados. Por ello, a
medida que el hielo va derritiéndose, va dejando depósitos estratificados en forma de
colinas, terrazas y cúmulos. Este tipo de depósitos se los conoce como depósitos en
contacto con el hielo.
Cuando estos depósitos tienen la forma de colinas de laderas empinadas o montículos se
los llama kames. Algunos kames se forman cuando el agua de fusión deposita
sedimentos a través de aberturas en el interior del hielo. En otros casos, sólo es el
resultado de abanicos o deltas hacia el exterior del hielo producidos por el agua de
fusión.
Cuando el hielo glaciar ocupa un valle pueden formarse terrazas de kame a lo largo de
los lados del valle.
Un tercer tipo de depósito en contacto con el hielo está caracterizado por sinuosas
crestas largas y estrechas compuestas fundamentalmente de arena y grava. Algunas de
estas crestas tienen alturas que superan los 100 metros y sus longitudes sobrepasan los
100 km. se trata de los eskers, crestas depositadas por los ríos de aguas de fusión que
fluyen encima, dentro y por debajo de una masa de hielo glaciar estancada.
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El período glacial cuaternario
En 1821, un ingeniero suizo, Ignaz Venetz, presentó un artículo en el que sugería la
presencia de rasgos de paisaje glaciar a distancias considerables de los Alpes. Esta idea
fue refutada por otro científico suizo, Louis Agassiz, pero cuando se encaminó a
demostrar su invalidez, en realidad terminó acreditando las presunciones de su colega.
En efecto, un año más tarde, Agassiz planteó la hipótesis de un gran período glacial que
habría tenido efectos generales y de largo alcance. Esta idea le valdría la fama
internacional.
Con el tiempo, y gracias al refinamiento de la geología, se comprobó que hubo varios
períodos de avance y retroceso de los glaciares y que las temperaturas reinantes en la
Tierra eran muy diferentes de las actuales.
Se ha establecido una división cuádruple del período glacial cuaternario para
Norteamérica y Europa. Estas divisiones se basaron principalmente en el estudio de los
depósitos glaciares. En América del Norte, cada una de estas cuatro etapas fue
nombrada con el estado en los que los depósitos de esas etapas estaban bien expuestos.
En orden de aparición son los siguientes: Nebrasquiense, Kansaniense, Illinoiense, y
Wisconsiense. Esta clasificación fue refinada gracias al estudio detallado de los
sedimentos del suelo oceánico. Gracias a que los sedimentos del suelo oceánico, a
diferencia de la superficie terrestre, no están afectados por discontinuidades
estratigráficas, son útiles para determinar los ciclos climáticos del planeta.
De esta manera, las divisiones identificadas han pasado a ser unas veinte y la duración
de cada una de estas es de aproximadamente 100.000 años. Todos estos ciclos ubicados
en lo que se conoce como el período glacial cuaternario.
Durante su auge, el hielo dejó su marca en casi el 30% de la superficie terrestre
abarcando unos 10 millones de kilómetros cuadrados de América del Norte, 5 millones
de km² de Europa y 4 millones de km² de Siberia. La cantidad de hielo glaciar en el
hemisferio norte fue el doble de la del sur. Esto se justifica porque en el polo sur, el
hielo no tendría para avanzar más allá del casquete antártico.
En la actualidad se considera que el período glaciar empezó entre 2 y 3 millones de
años, en lo que se conoce como Pleistoceno.
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Algunos efectos del período glacial cuaternario
Los efectos del período glacial cuaternario todavía se evidencian. Se sabe que especies
de animales y plantas se vieron obligados a migrar mientras que otros no pudieron
adaptarse. No obstante, la evidencia más importante es el actual levantamiento que
experimentan Escandinavia y Norteamérica. Por ejemplo, la bahía de Hudson en los
últimos miles de años se sabe que se elevó unos 300 metros. El motivo de este ascenso
de la corteza se debe a un ajuste isostático: teoría que sostiene que cuando una masa,
como un glaciar, pandea la corteza terrestre, la cual se hunde por la presión; después de
que el glaciar se derrite, la corteza empieza a elevarse hasta su posición original, es
decir, a su nivel de equilibrio.
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Causas de las glaciaciones
A pesar del conocimiento adquirido durante los últimos años, poco se sabe acerca de las
causas de las glaciaciones.
Las glaciaciones generalizadas han sido raras en la historia de la Tierra. Sin embargo, la
Edad de Hielo en el pleistoceno no fue el único evento de glaciación ya que se han
identificado depósitos denominados tilitas, una roca sedimentaria formada cuando se
litifica el till glacial.
Estos depósitos encontrados en estratos de edades diferentes presentan características
similares como fragmentos de roca estriada, algunas superpuestas a superficies de lecho
de roca pulida y acanalada o asociadas con areniscas y conglomerados que muestran
rasgos de depósitos de llanura aluvial.
Se han identificado dos episodios glaciares Precámbricos, el primero hace
aproximadamente 2.000 millones de años y el segundo hace unos 600 millones de años.
Además, en rocas del Paleozoico tardío, de una antigüedad de unos 250 millones de
años se encontró un registro bien documentado de una época glacial anterior.
Aunque existen diferentes ideas científicas acerca de los factores determinantes de las
glaciaciones las hipótesis más importantes son dos: la tectónica de placas y las
variaciones de la órbita terrestre.
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Tectónica de placas
Debido a que los glaciares se pueden formar sólo sobre tierra firme, la idea de la
tectónica de placas sugiere que la evidencia de glaciaciones anteriores se encuentra
presente en latitudes tropicales debido a que las placas tectónicas a la deriva han
transportado a los continentes desde latitudes tropicales hasta regiones cercanas a los
polos. La evidencia de estructuras glaciares en Sudamérica, África, Australia y la India
avalan esta idea, debido a que se sabe que experimentaron un período glacial cerca del
final del Paleozoico, hace unos 250 millones de años.
La idea de que las evidencias de glaciaciones encontradas en las latitudes medias está
estrechamente relacionada al desplazamiento de las placas tectónicas y fue confirmada
con la ausencia de rasgos glaciares en el mismo período para las latitudes más altas de
Norteamérica y Eurasia, lo que indica, como es obvio, que sus ubicaciones eran muy
diferentes de las actuales.
Los cambios climáticos también están relacionados a las posiciones de los continentes,
por lo que han variado en conjunto con el desplazamiento de placas que, además, afectó
los patrones de corrientes oceánicas lo que a su vez llevó a cambios en la transmisión
del calor y la humedad. Debido a que los continentes se desplazan muy despacio (cerca
de 2 centímetros al año), semejantes cambios probablemente ocurren en períodos de
millones de años.
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Variaciones en la órbita terrestre
Debido a que el desplazamiento de las placas tectónicas es muy lento, esta explicación
no puede utilizarse para explicar la alternancia entre climas glacial e interglacial que se
produjo durante el Pleistoceno. Por tal motivo, los científicos creen que tales
oscilaciones climáticas del Pleistoceno deben estar ligadas a variaciones de la órbita
terrestre. Esta hipótesis fue formulada por el yugoslavo Milutin Milankovitch y se basa
en la premisa de que las variaciones de la radiación solar entrante son un factor
fundamental en el control del clima terrestre.
El modelo está basado en tres elementos:
1. Variaciones en
excentricidad de la
órbita de la Tierra
alrededor del Sol;
2. cambios en la
oblicuidad, es
decir, los cambios
en el ángulo que
forma el eje con el
plano de la órbita
terrestre, y
3. La fluctuación del
eje de la Tierra,
conocido como
precesión.
A pesar de que las condiciones de Milankovitch no parecen justificar grandes cambios
en la radiación incidente, el cambio se hace sentir porque cambia el grado de contraste
de las estaciones.
Un estudio de sedimentos marinos que contenían ciertos microorganismos
climáticamente sensibles hasta hace cerca de medio millón de años atrás fueron
comparados con estudios de la geometría de la órbita terrestre, el resultado fue
contundente: los cambios climáticos están estrechamente relacionados a los períodos de
oblicuidad, precesión y excentricidad de la órbita de la Tierra.
En general, con los datos recogidos se puede afirmar que la tectónica de placas es sólo
aplicable para períodos de tiempo muy largos, mientras que la propuesta de
Milankovitch apoyada por otros trabajos, se ajusta a las alternancias periódicas de los
episodios glaciales e interglaciales del Pleistoceno. Debe tenerse en cuenta que estas
proposiciones, están sujetas a críticas. Todavía no se sabe con certeza si hay otros
factores involucrados.
Tsunami
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Esquema de un Tsunami
Un tsunami (津波, del japonés, literalmente gran ola en el puerto) o maremoto es una
ola o un grupo de olas de gran energía que se producen cuando algún fenómeno
extraordinario desplaza verticalmente una gran masa de agua.
Se calcula que el 90% de ellos son provocados por terremotos, en cuyo caso reciben el
nombre de tsunamis tectónicos. La energía de un tsunami depende de su altura
(amplitud de la onda) y velocidad. La energía total descargada sobre una zona costera
también dependerá de la cantidad de picos que lleve el tren de ondas (en el reciente
tsunami del índico hubo 7 picos). Este tipo de olas remueven una cantidad de agua muy
superior a las olas superficiales producidas por el viento. Un tsunami tectónico
producido en un fondo oceánico de 5 km de profundidad removerá toda la columna de
agua desde el fondo hasta la superficie. El desplazamiento vertical puede ser tan solo de
centímetros pero si se produce a la suficiente profundidad la velocidad será muy alta y
la energía transmitida a la onda será enorme. Aun así, en alta mar la ola pasa casi
desapercibida ya que queda camuflada entre las olas superficiales. Sin embargo,
destacan en la quietud del fondo marino, el cual se agita en toda su profundidad.
La zona más afectada por este tipo de fenómenos es el Océano Pacífico debido a que en
él se encuentra la zona más activa del planeta, el cinturón de fuego. Por ello, es el único
océano con un sistema de alertas verdaderamente eficaz.
Históricamente el término tsunami también sirvió para referirse a las olas producidas
por huracanes y temporales ("tidal waves") que, como los tsunamis, podían entrar tierra
adentro pero estas no dejaban de ser olas superficiales producidas por el viento, aunque
un viento excepcionalmente poderoso.
Tampoco se deben confundir con las "olas de marea", pues estas últimas están
relacionadas con un desbalance oceánico producido por la atracción gravitacional que
ejercen los planetas, especialmente, la Luna y el Sol sobre la Tierra. Este es un
fenómeno regular y mucho más lento, aunque en algunos lugares estrechos y de fuerte
desnivel se pueden llegar a crear fuertes corrientes.