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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] Transformación del terreno [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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. [editar] 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 De Wikipedia, la enciclopedia libre. Saltar a navegación, búsqueda 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.