instituto politécnico nacional “sismolog í a” tesina

INSTITUTO POLITÉCNICO NACIONAL
ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERÍA MECÁNICA
Y ELÉCTRICA
UNIDAD CULHUACAN
TÉCNICAS DE GRABACIÓN Y REPRODUCCIÓN DEL
SONIDO
“S I S M O L O G Í A”
T
E
S
I
N
A
QUE PARA OBTENER EL TITULO DE
INGENIERO EN COMUNICACIONES
Y ELECTRÓNICA
PRESENTAN:
NAVA SÁNCHEZ IVÁN
ORTIZ IBARRA LEANDRO
ASESORES:
ING. LUIS GERARDO HERNÁNDEZ SUCILLA
ING. SERGIO VÁZQUEZ GRANADOS
INSTITUTO POLITÉCNICO NACIONAL
ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERÍA MECÁNICA Y ELÉCTRICA
UNIDAD CULHUACAN
TRABAJO TERMINAL
QUE GENERA EL TITULO:
INGENIERO EN COMUNICACIONES
Y ELECTRÓNICA
POR LA OPCIÓN DE TITULACIÓN:
SEMINARIO
DENOMINADO:
TÉCNICAS DE GRABACIÓN Y
REPRODUCCIÓN DEL SONIDO
VIGENCIA: FNS30697/10/2006
DEBERÁN DE REALIZAR:
NAVA SÁNCHEZ IVÁN
ORTIZ IBARRA LEANDRO
“S I S M O L O G Í A”
INTRODUCCIÓN.
CAPITULO I.
CAPITULO II.
CAPITULO III.
CAPITULO IV.
CAPITULO V.
CAPITULO VI.
CAPITULO VII.
CAPITULO VIII.
CAPITULO IX.
CAPITULO X.
CAPITULO XI.
CAPITULO XII.
CONCLUSIONES.
HISTORIA DE LA TIERRA
HISTORIA GEOLÓGICA DE LA TIERRA
CONTINENTES ANTIGUOS
LA TEORÍA DE LA TECTONICA DE PLACAS
LOS VOLCANES
LOS TERREMOTOS
ONDAS SÍSMICAS
SISMOS EN MÉXICO
CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA
CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA
GRAVIMETRÍA
HIDRÓFONOS Y GEOFÓNOS
------------------------------------Ing. Luís Gerardo Hernández Sucilla
-------------------------------------Ing. Sergio Vázquez Granados
------------------------------------------------M. en C. Héctor Becerril Mendoza
Jefe de la Carrera de Ingeniería en
Comunicaciones y Electrónica
INDICE
CAPITULO
I
TITULO
INTRODUCCION
1
HISTORIA DE LA TIERRA
2
1.1.- Formación de la Tierra
1.2.- Formación del Sol y los planetas
1.3.- Sólido, líquido y gaseoso
II
HISTORIA GEOLÓGICA DE LA TIERRA
2.1.- Eones, Eras, Periodos y Épocas geológicas
2.2.- Documentación de las Fechas del Pasado.
2.3.- Historia geológica: el Precámbrico
2.4.- De bola incandescente a casa de la vida
2.5.- Historia geológica: el Paleozoico
2.6.- La vida en el agua y en la tierra
2.7.- El Paleozoico: Devónico, Carbonífero y Pérmico
2.8.- La Diversidad de la Vida
2.9.- Historia geológica: el Mesozoico
2.10.- Aparición de los Dinosaurios
2.11.-El Mesozoico: Jurásico y Cretáceo
2.12.- Esplendor y fin de los Dinosaurios
2.13.- Historia geológica: el Cenozoico
2.14.- El Cenozoico: Oligoceno, Mioceno y Plioceno
2.15.- Historia Geológica: el Cuaternario
2.16.- El Pleistoceno
2.17.- El Holoceno
III
CONTINENTES ANTIGUOS
3.1.- Gondwana
3.2.- Pangea
3.3.- Columnas Estratigráficas.
IV
PÁGINA
LA TEORIA DE LA TECTONICA DE PLACAS
4.1.- Tectónica de placas
4.2.- Las bases de la teoría
4.3.- Expansión oceánica
4.4.- Zonas de subducción
4.5.- Formación de Montañas: Los Plegamientos
4.6.- Las fuerzas que doblan la Tierra
4.7.- Pliegues, anticlinales y sinclinales
4.8.- Fallas De La Corteza Terrestre
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4.9.- Partes De Una Falla
4.10.- Tipos De Fallas
4.11.- Placas Límites
4.12.- Límites Divergentes
4.13.- Límites Convergentes
4.14.- Costra Oceánica Encuentra Costra Continental:
4.15.- Costra Oceánica Encuentra Costra Oceánica:
4.16.- Costra Continental Encuentra Costra Continental:
4.17.- Límites Transformantes
4.18.- Actividad Geológica Separada De Las Placas Límite
V
LOS VOLCANES
5.1.- Erupciones volcánicas
5.2.- Magma y lava
5.3.- Tipos de volcanes
5.4.- Los cuatro tipos comunes
5.5.- Erupciones especiales
VI
LOS TERREMOTOS
6.1.- Movimientos sísmicos
6.2.- Terremotos en el mar
6.3.- Tsunamis
6.4.- Dorsal oceánica
6.5.- Formación de una dorsal
6.7.- Dorsal mezo atlántica
6.7.- Vulcanismo de dorsal oceánica
VII
ONDAS SISMICAS
7.1.- ¿Qué es una Onda?
7.2.- Ondas Elásticas.
7.3.- Ondas Senoidales.
7.4.- Representación De Fourier
7.5.- Ondas de Cuerpo
7.6.- Ondas P.
7.7.- Ondas S.
7.8.- Ondas Convertidas.
7.9.- Coda.
7.10-. Ondas Superficiales
7.11.- Ondas De Rayleigh
7.12.- Ondas De Love
7.13.- Ondas Guiadas
7.14.- Modos Propios de la Tierra
7.15.- Fases Sísmicas Y Arribos
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VIII
SISMOS EN MÉXICO
8.1.- Cien Años De Sismicidad En México
8.2.- Justificación
8.3.- ¿Qué produce los Temblores en México?
8.4.- ¿Por qué se mueven las placas tectónicas?
8.5.- Las placas tectónicas y los sismos en México
8.6.- ¿Dónde ocurren los grandes temblores de México?
8.7.- Sismos de Subducción.
8.8.- Sismos Profundos.
8.9.- Sismos Corticales.
8.10.- Otros Sismos Ínter placa.
8.11.- Sismos en los océanos.
8.12.- Un Catálogo de Sismos Moderados y Grandes Ocurridos
en México Durante el siglo XX.
8.13.- Algunas estadísticas.
8.14.- Catalogo de los sismos más fuertes de México (M>6.5)
IX
CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA
9.1.- Origen del Campo Magnético Terrestre
9.2.- Variaciones del Campo Magnético Terrestre
9.3.- Magnetismo Planetario
9.4.- El Campo Magnético de la Tierra
X
GRAVIMETRÍA
10.1.- Introducción
10.2.- Historia
10.3.- Principio (Ley de gravitación de NEWTON)
10.4.- El potencial y el campo gravitatorio de la Tierra
10.5.- La forma teórica y la forma geométrica de la Tierra
10.6.- Gravedad normal g0
10.7.- Sismógrafo
10.8.- Historia De Los Sismógrafos
10.9.- Concepto de un Sismógrafo
10.10..-Tipos de Sismógrafos
XI
HIDRÓFONOS Y GEOFÓNOS
11.1.- Historia
11.2.- Hidrófonos Direccionales
11.3.- Reflector
11.4.- Matrices
11.5.- Geofísica
11.6.- Geófonos
11.7.- Geófono Electromagnético
11.8.- Geófono de Reluctancia
11.9.- Geófono de Capacidad
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11.10.- Geófono Piezoeléctrico
11.11.- Frecuencia Natural y Amortiguamiento de los Geófonos
11.12.- Características de La Sísmica de Refracción
y de Las Reflexiones Sísmicas
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97
CONCLUSIONES
99
BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS
100
INTRODUCCIÓN
A lo largo de la historia del hombre sobre la tierra se ha dado a conocer su entorno,
esto a dado como consecuencia la aparición de diferentes ramas de estudio dentro
de la disciplina del conocimiento del hombre por decirlo de otra manera la ciencia.
Muchos de los hallazgos que ha hecho el hombre han sido por mera casualidad y
por el gran esfuerzo de hombres que ha lo largo de la historia han aportado un
granito de arena a todo el conocimiento de nuestro planeta tierra y el universo que
nos rodea.
La Ingeniería a jugado un papel fundamental dentro de estos conocimientos y
científicos, hay que destacar que la Ingeniería junto con la Ciencia son las grandes
armas del la evolución tanto intelectual como tecnológica del ser humano.
Por su parte la ingeniería se ha dedicado a aplicar métodos y formulas para resolver
problemas y además de ello innovar en los aspectos de aplicación de la ciencia.
Nosotros como ingenieros en comunicaciones y electrónica con la especialidad de
acústica hemos querido aportar un granito de arena ha este conocimiento,
realizando un trabajo de investigación que abarca el tema de la “SISMOLOGÍA”.
La sismología dentro de la especialidad de acústica es en esencia el estudio de los
terremotos y en esencia las ondas sísmicas que los producen partiendo de análisis
matemáticos para poder comprenderlos y ver como actúan en la corteza terrestre así
de cómo poder prevenirlos en las nuevas estructuras que se deseen construir y por
ende evitar en cierta medida la perdida de vidas la suceder una catástrofe como la
que representa un terremoto.
Pero no solo es la investigación de los terremotos sino también es el estudio de las
palcas tectónicas de la tierra y su comportamiento desde la creación de la tierra
hasta su actualidad y que nos deja saber que la tierra aun sigue moviéndose sobre
un mar de magma que es la roca fundida, que emerge de los volcanes y es así como
podemos ver que la corteza terrestre se comporta como una costra sobre este
material liquido.
Así también ver las consecuencias del choque de las placas tectónicas y lo que
provocan los volcanes al emerger, como también ver como es afectado el campo
magnético de la tierra y sus consecuencias que puede tener en la vida sobre la
tierra.
Y por ultimo ver que instrumentos nos permiten monitorear a l movimiento de estas
ondas sísmicas en la faz de la tierra
-1-
1.- HISTORIA DE LA TIERRA
1.1.- Formación de la Tierra
La tierra que hoy conocemos tiene un aspecto muy distinto del que tenía poco
después de su nacimiento, hace unos 4.500 millones de años. Entonces era un
amasijo de rocas conglomeradas cuyo interior se calentó y fundió todo el planeta.
Con el tiempo la corteza se secó y se volvió sólida. En las partes más bajas se
acumuló el agua mientras que, por encima de la corteza terrestre, se formaba una
capa de gases, la atmósfera.
Agua, tierra y aire empezaron a interactuar de forma bastante violenta ya que,
mientras tanto, la lava emanaba en abundancia por múltiples grietas de la corteza,
que se enriquecía y transformaba gracias a toda esta actividad.
1.2.- Formación del Sol y los Planetas
Según los científicos, hace unos 15.000 millones de años se produjo una gran
explosión, el Big Bang. La fuerza desencadenada impulsó la materia,
extraordinariamente densa, en todas direcciones, a una velocidad próxima a la de la
luz. Con el tiempo, y a medida que se alejaban del centro y reducían su velocidad,
masas de esta materia se quedaron más próximas para formar, más tarde, las
galaxias.
No sabemos qué ocurrió en el lugar que ahora ocupamos durante los
primeros 10.000 millones de años, si hubo otros soles, otros planetas, espacio vacío
o simplemente, nada. Hacia la mitad de este periodo, o quizás antes, debió formarse
una galaxia.
Cerca del límite de esta galaxia, que hoy llamamos Vía Láctea, una porción
de materia se condensó en una nueva más densa hace unos 5.000 millones de
años. Esto ocurría en muchas partes, pero esta nos interesa especialmente. Las
fuerzas gravitatorias hicieron que la mayor parte de esta masa formase una esfera
central y a su alrededor, quedasen girando masas mucho más pequeñas.
La masa central se convirtió en una esfera incandescente, una estrella, nuestro Sol.
Las pequeñas también se condensaron mientras describían órbitas alrededor del
Sol, formando los planetas y algunos satélites. Entre ellos, uno quedó a la distancia
-2-
justa y con el tamaño adecuado para tener agua en estado líquido y retener una
importante envoltura gaseosa. Naturalmente, este planeta es la Tierra.
1.3.- Sólido, Líquido y Gaseoso
Después de un periodo inicial en que la Tierra era una masa incandescente, las
capas exteriores empezaron a solidificarse, pero el calor procedente del interior las
fundía de nuevo. Finalmente, la temperatura bajó lo suficiente como para permitir la
formación de una corteza terrestre estable. Al principio no tenía atmósfera, y recibía
muchos impactos de meteoritos. La actividad volcánica era intensa, lo que motivaba
que grandes masas de lava saliesen al exterior y aumentasen el espesor de la
corteza, al enfriarse y solidificarse.
Esta actividad de los volcanes generó una gran cantidad de gases que acabaron
formando una capa sobre la corteza. Su composición era muy distinta de la actual,
pero fue la primera capa protectora y permitió la aparición del agua líquida. Algunos
autores la llaman "Atmósfera I".
En las erupciones, a partir del oxígeno y del hidrógeno se generaba vapor de agua,
que al ascender por la atmósfera se condensaba, dando origen a las primeras
lluvias. Al cabo del tiempo, con la corteza más fría, el agua de las precipitaciones se
pudo mantener líquida en las zonas más profundas de la corteza, formando mares y
océanos, es decir, la hidrosfera.
-3-
2.- HISTORIA GEOLÓGICA DE LA TIERRA
Desde su formación hasta la actualidad, la Tierra ha experimentado muchos
cambios. Las primeras etapas, desde que empezó la solidificación de la masa
incandescente hasta la aparición de una corteza permanente, no dejaron evidencias
de su paso, ya que las rocas que se iban generando, se volvían a fundir o,
simplemente, eran "tragadas" por una nueva erupción.
Estas etapas primitivas son todavía un misterio para la ciencia. Además, el paso del
tiempo, la erosión, los distintos cambios... han ido borrando las señales, por lo que,
cuanto más antiguo es el periodo que se pretenda analizar, mayores dificultades
vamos a encontrar. La Tierra, no lo olvidemos, sigue evolucionando y cambiando.
2.1.- Eones, Eras, Periodos y Épocas Geológicas
El Eón es la unidad más grande de tiempo geológico. Se divide en diversas eras
geológicas. Cada era comprende algunos periodos, divididos en épocas.
Cuanto más reciente es un periodo geológico, más datos podemos tener y, en
consecuencia, se hace necesario dividirlo en grupos más pequeños.
Se obtienen registros de la geología de la Tierra de cuatro clases principales de
roca, cada una producida en un tipo distinto de actividad cortical:
1.- Erosión y transporte que posibilitan la posterior sedimentación que, por
compactación y litificación, produce capas sucesivas de rocas sedimentarias.
2.- Expulsión, desde cámaras profundas de magma, de roca fundida que se enfría
en la superficie de la corteza terrestre, dando lugar a las rocas volcánicas.
3.- Estructuras Geológicas formadas en rocas preexistentes que sufrieron
deformaciones.
4.- Actividad Plutónica o Magmática en el interior de la Tierra.
-4-
2.2.- Documentación de las Fechas del Pasado.
Las divisiones de la escala de tiempos geológicos resultante se basan, en primer
lugar, en las variaciones de las formas fósiles encontradas en los estratos sucesivos.
Sin embargo, los primeros 4.000 a 600 millones de años de la corteza terrestre están
registrados en rocas que no contienen casi ningún fósil, es decir, sólo existen fósiles
adecuados de los últimos 600 millones de años. Por esta razón, los científicos
dividen la extensa existencia de la Tierra en dos grandes divisiones de tiempo: el
precámbrico (que incluye los eones arcaicos y proterozoico) y el fanerozoico, que
comienza en el cámbrico y llega hasta la época actual.
El descubrimiento de la radiactividad permitió a los geólogos del siglo XX idear
métodos de datación nuevos, pudiendo así asignar edades absolutas, en millones de
años, a las divisiones de la escala de tiempos.
Edad (años) Eón
4.500.000.000 Precámbrico
3.800.000.000
2.500.000.000
560.000.000 Fanerozoico
510.000.000
438.000.000
408.000.000
360.000.000
286.000.000
248.000.000
213.000.000
144.000.000
65.000.000
56.500.000
35.400.000
24.000.000
5.200.000
1.600.000
10.000
Era
Periodo
Época
Azoica
Arcaica
Proterozoica
Paleozoica Cámbrico
Ordovícico
Silúrico
Devónico
Carbonífero
Pérmico
Mesozoica Triásico
Jurásico
Cretáceo
Cenozoica Terciaria
Paleoceno
Eoceno
Oligoceno
Mioceno
Plioceno
Cuaternaria Pleistoceno
Holoc
-5-
2.3.- Historia Geológica: el Paleozoico
Este periodo tan largo de la historia de la Tierra abarca desde su formación, hace
unos 4.500 millones de años, hasta hace unos 580 millones de años, es decir, casi
4.000 años de historia del planeta. Ocupa el 88% de la historia de la Tierra.
Bueno, no todo el mundo está de acuerdo. Algunos autores llaman "Azoico" al
periodo en que la Tierra estaba todavía en formación y sitúan el inicio del
Precámbrico alrededor de hace 3.800 millones de años, cuando la corteza estaba ya
(más o menos) consolidada y se empezaron a formar las primeras sustancias
orgánicas. Del mismo modo, otros sitúan el final del periodo entre 590-540 millones
de años atrás, cuando aparecen las primeras algas.
Sea como fuere, dos cosas están claras: que es el periodo geológico más largo y
que, en él, la Tierra se estabilizó y aparecieron los primeros organismos vivos, muy
simples, por cierto.
2.4.- De Bola Incandescente a Casa de la Vida
El periodo en el que la tierra se estaba transformando desde una bola incandescente
hasta un planeta con corteza, se conoce como "Azoico" o "Catarqueano". Este
proceso se suele dar por terminado hace unos 3.800 millones de años, cuando la
Tierra quedó "un poco más" estabilizada. La corteza terrestre, al final de este
periodo, era muy frágil, más delgada que ahora y con una enorme cantidad de
movimientos provocados por terremotos y erupciones volcánicas.
En lo que sí están de acuerdo casi todos es en que, aproximadamente por estas
fechas, la superficie terrestre quedó establecida. Se inicia la era (o Eón, según
algunos) Arcaica. La corteza se fue enfriando y se formaron las primeras rocas
ígneas y metamórficas.
Las abundantes lluvias generaron los océanos y mares, mientras la
temperatura a nivel de superficie seguía descendiendo.
Hace unos 2.500 millones de años se inició el Proteozoico, palabra que
significa "tiempo de vida inicial". En efecto, algunas moléculas complejas
-6-
consiguieron unirse, en ese ambiente cálido y húmedo, para formar los primeros
organismos orgánicos, principio de la vida.
Estos primeros organismos unicelulares necesitaron casi 2.000 millones de
años para conseguir organizarse en formas más complejas. Mientras tanto, la
corteza siguió enfriándose, la atmósfera inició una transformación (todavía lo hace) y
los océanos se estabilizaron, relativamente. Hace unos 560 millones de años
aparecieron los primeros organismos pluricelulares.
A partir de aquí se da por terminado el Proteozoico y, con él, el Precámbrico.
A lo largo del oscuro Precámbrico se formaron una buena parte de la base
material que constituye la corteza de la Tierra, en la cual se producen los fenómenos
geológicos que más nos afectan. Con la aparición de los organismos pluricelulares
se inicia el Fanerozoico, época que se caracteriza por un gran número de fósiles que
demuestran la presencia de vida pluricelular en un planeta habitable.
2.5.- Historia Geológica: el Paleozoico
Esta era antigua duró unos 315 millones de años. El planeta era muy distinto
del actual. Las tierras emergidas tenían el aspecto de islas más o menos dispersas
alrededor del ecuador terrestre. Algunas de estas islas eran América del Sur,
Laurentia y Gondwana.
Durante esta época se produjeron numerosos plegamientos. El clima era
todavía cálido y húmedo. Esto favoreció la proliferación de los organismos
pluricelulares y su posterior evolución.
-7-
2.6.- La Vida en el Agua y en la Tierra
En un principio, la vida en el mar se hizo muy rica. Los fósiles de la primera
mitad del Paleozoico son algunos invertebrados como trilobites, graptolitos, y
crinoideos. Los correspondientes a la segunda mitad de esta era, comprenden
algunos fósiles de plantas y de vertebrados, como peces y reptiles.
En el periodo Cámbrico, iniciado hace 560 millones de años, la vida, vegetal
y animal, estaba confinada a los mares. Aparecen los primeros caracoles, así como
los moluscos cefalópodos. En el reino vegetal las plantas predominantes eran las
algas en los océanos y los líquenes en la tierra. Su enorme proliferación contribuyo
al aumento de oxígeno en la atmósfera terrestre.
En el siguiente periodo, Ordovícico, iniciado hace 510 millones de años,
aparecieron animales que poseían una estructura anatómica precursora de la espina
dorsal. Aparecen los primeros vertebrados, unos peces primitivos, y los corales. Los
animales más grandes fueron unos cefalópodos (moluscos), que tenían un
caparazón de unos 3 m de largo.
Las plantas de este periodo eran similares a las del periodo anterior.
Hace 438 millones de años se inicia el Silúrico. El avance evolutivo más
importante fue la aparición del primer animal de respiración aérea, un escorpión.
También pertenece a este periodo el primer fósil clasificado de una planta vascular
(plantas terrestres con tejidos que transportan el alimento), aunque los tallos y las
hojas todavía no estaban diferenciados. La aparición de estos organismos hace
creer que la composición de la atmósfera empezaba a parecerse a la actual.
En la siguiente página de este capítulo se tratan los tres periodos restantes en
que se divide el Paleozoico: Devónico, Carbonífero y Pérmico.
-8-
2.7.- El Paleozoico: Devónico, Carbonífero y Pérmico
El periodo Devónico, que comenzó hace 408 millones de años, se caracteriza
por la aparición de varios tipos de peces, que abarcaban tiburones, dipnoos, peces
acorazados y una forma primitiva de peces con escamas duras, de los cuales
evolucionaron probablemente los antepasados de los anfibios.
También había corales, estrellas de mar, esponjas y trilobites, así como el
primer insecto conocido. Se desarrollaron las plantas leñosas y, a finales del
Devónico, lo hicieron otras plantas terrestres tales como los helechos y helechos con
semillas, colas de caballo y unos árboles escamosos relacionados con los actuales
lagos. Aparecen los primeros bosques.
2.8.- La Diversidad de la Vida
El periodo Carbonífero comenzó hace unos 360 millones de años. Un grupo
de tiburones, los cestraciontes, predominaron entre todos los grandes organismos
marinos. Los animales terrestres más notables fueron una especie de lagartijas
anfibias que provenían de los dipnoos. Diversas plantas terrestres comenzaron a
diversificarse y a aumentar de tamaño, sobre todo en zonas pantanosas.
En la segunda parte del carbonífero surgieron los reptiles, que evolucionaron
a partir de los anfibios y que eran ya terrestres en su totalidad. Otros animales de
este periodo fueron los arácnidos, las serpientes, los escorpiones, más de 800
especies de ranas y los insectos más grandes que han existido. Los vegetales
mayores eran unos árboles escamosos, cuyos troncos medían más de 1,8 m en la
base y tenían una altura de 30 metros.
También abundaron en este periodo unas gimnospermas primitivas y la
primera conífera verdadera, una forma avanzada de gimnosperma, que consiste en
una planta vascular con semillas, pero sin flores.
De las antiguas masas terrestres, sólo el protocontinente de Siberia se
encontraba al norte de los trópicos, llegando casi hasta el polo norte. El
supercontinente de Gondwana, que comprendía lo que llegaría a ser Sudamérica,
África, India, Australia y Antártida, se encontraba en su totalidad en el hemisferio sur;
abarcaba una vasta superficie centrada en las inmediaciones del polo sur.
-9-
El último periodo del Paleozoico, el Pérmico, comenzó hace 286 millones de
años. Ocurrieron sucesos tan relevantes como la desaparición de gran parte de los
organismos marinos y la rápida evolución y expansión de los reptiles, que eran de
dos tipos: reptiles semejantes a los lagartos, completamente terrestres, y reptiles
semiacuáticos lentos. De entre todos los reptiles, fueron un pequeño grupo, los
Theriodontia, los que dieron lugar a los mamíferos. La vegetación de este periodo,
muy abundante, estaba constituida sobre todo por helechos y coníferas.
La parte final del paleozoico fue un periodo de agitación generalizada de la
corteza terrestre. Emergieron continentes de debajo de los mares poco profundos
del carbonífero precedente. Los depósitos acumulados en fosas geosinclinales
fueron sometidos a presión y elevados en forma de sistemas montañosos: los
Apalaches del centro y del sur en Norteamérica, y los Urales en Rusia. Europa y
Asia se unieron mientras que al oeste una colisión entre placas continentales unía
Norteamérica con el continente de Gondwana. De este modo, todas las masas
continentales de la tierra se reunieron en una sola, llamada Pangea.
2.9.- Historia Geológica: el Mesozoico
Esta era intermedia duró unos 160 millones de años. En sus inicios todos los
continentes, o islas, del periodo anterior se habían reunido en un único continente
gigantesco al que llamamos Pangea, es decir, toda la Tierra.
Los principales plegamientos se produjeron en la vertiente oeste de América,
las Montañas Rocosas en el norte y los Andes en el Sur.
El clima siguió siendo cálido, pero algo más seco. La Tierra estaba dominada
por enormes coníferas por lo que su aspecto, desde el espacio, debería ser mucho
más verde que el actual. Entre los animales aparecieron y, al final, se extinguieron
los famosos dinosaurios.
- 10 -
2.10.- Aparición de los Dinosaurios
Durante estos 160 millones de años no se produjeron grandes movimientos
orogénicos. En esta era desaparecieron grandes grupos de animales como los
trilobites, graptolites y peces acorazados. Se desarrollaron ampliamente los
vertebrados, sobre todo los reptiles, por lo que a la Era Secundaria se le llama
también la Era de los Reptiles o era de los dinosaurios. También se desarrollan
plantas angiospermas, de flores vistosas.
El mesozoico se divide en tres periodos: Triásico, Jurásico y Cretáceo. En
esta página nos centramos en el primero y dejamos los otros dos para la siguiente.
El Triásico fue un periodo geológico que se extendió desde alrededor de 248
a 213 millones de años atrás. Se caracteriza fundamentalmente por la aparición de
los grandes dinosaurios. Los continentes África y América del Sur estaban juntos,
con una actividad magmática al límite de los dos continentes.
Durante el triásico, el supercontinente Pangea empezó a desmembrarse. Al ir
estirándose la corteza terrestre, se hundieron grandes bloques, creando cuencas. El
clima era cálido en general. En tierra dominaban los árboles perennifolios, en su
mayor parte coníferas, y ginkgos.
El triásico marca la aparición de los primeros mamíferos verdaderos, pero poco se
sabe acerca de su fisiología. Entre los invertebrados, los insectos estaban
representados por la primera especie en experimentar una metamorfosis completa,
atravesando las fases de larva, pupa y adulto. En los mares había belemnites
similares a calamares, ammonites y crustáceos.
El 75% de las especies de invertebrados desaparecieron en una extinción en
masa a finales del cretácico.
2.11.-El Mesozoico: Jurásico y Cretáceo
El Jurásico se ha hecho famoso en nuestros días gracias al cine. Fue la
época del esplendor de los dinosaurios, cuando estos dominaban la Tierra.
Aunque menos famoso, el Cretáceo es un periodo crucial en la historia
geológica de la Tierra. Veremos por qué.
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2.12.- Esplendor y Fin de los Dinosaurios
El Jurásico abarca desde alrededor de 213 a 144 millones de años atrás y
Toma su nombre de los estratos de roca de la cordillera del Jura. Se caracteriza por
la hegemonía de los grandes dinosaurios y por la escisión de Pangea en los
continentes Norteamérica, Eurasia y Gondwana. De este último se escindió Australia
(en el jurásico superior y principios de cretáceo), dando origen a nuevas especies de
mamíferos.
Mientras que los mares crecían y se unían, zonas de agua marina poco
profundas y cálidas se extendieron por gran parte de Europa y de otras masas
continentales que bordeaban el mar de Tetis.
Hacia el final del jurásico, estos mares bajos empezaron a secarse, dejando
depósitos gruesos de caliza en donde se formaron algunas de las más ricas
acumulaciones de petróleo y de gas.
El Cretáceo o Cretácico empezó hace unos 145 y duró hasta 65 millones de
años atrás. La datación del final de la era es muy precisa, pues ésta se hace
coincidir con la de una capa geológica con fuerte presencia de Iridio, en la península
del Yucatán y el golfo de México, y que se supone coincide con la caída de un
enorme meteorito que pudo provocar la extinción de los dinosaurios. Este
acontecimiento marca el fin de la Era Mesozoica. Al final de esta era aparecen los
mamíferos y las aves primitivas.
Durante el cretácico tardío, el nivel del mar subió en todo el mundo,
inundando casi un tercio de la superficie terrestre actual. Así, el calor del sol pudo
distribuirse más hacia el norte gracias a las corrientes marinas, dando lugar a un
clima global cálido y suave, sin casquetes de hielo en los polos y una temperatura en
las aguas del Ártico de 14 ºC o más.
A finales del cretácico, la flora había adoptado ya una apariencia moderna e
incluía muchos de los géneros actuales de árboles, como aquellos a los que
pertenecen el roble, la haya y el arce.
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2.13.- Historia Geológica: el Cenozoico
La última y más reciente era geológica abarca los últimos 65 millones de
años. Los continentes adquieren, paulatinamente, el aspecto y situación actuales
aunque, al principio, el océano Atlántico era bastante más estrecho y lo que ahora es
la península india se encontraba "viajando" desde el sureste de África hasta su
ubicación actual.
En esta época se produce el plegamiento Alpino, creador de grandes cadenas
montañosas como los Alpes, el Atlas y el Himalaya. El clima se enfría y aparecen las
glaciaciones. Entre los animales destaca la evolución de los mamíferos, siendo el
más conocido el imponente mamut, una especie de elefante especialmente
preparado para los climas helados.
La Era Terciaria se divide en varios periodos que son:
El Paleoceno abarca el intervalo transcurrido entre 65 y 56,5 millones de
años atrás. Marca el paso final en la desmembración del supercontinente Pangea
que empezó a separarse en los comienzos del mesozoico temprano. Los
movimientos de la tectónica de placas separaron finalmente la Antártida de Australia;
en el hemisferio norte, el fondo marino en expansión del Atlántico norte ensanchado
alejó Norteamérica de Groenlandia.
Al haber desaparecido los dinosaurios al final del cretácico, el periodo
precedente, la vida mamífera empezó a dominar en la Tierra. Los principales
mamíferos que aparecieron fueron los marsupiales, los insectívoros, los lemures, los
creodontos (ancestro carnívoro común de todos los félidos y los cánidos) y animales
ungulados primitivos a partir de los cuales fueron evolucionando diversos grupos
como los caballos, los rinocerontes, los cerdos y los camellos.
El Eoceno comenzó hace unos 56,5 millones de años y finalizó hace unos
35,4 millones de años. En el hemisferio occidental, el eoceno supuso el alzamiento
de las grandes cadenas montañosas que se extienden hacia el norte y el sur en el
oeste de América. El supercontinente de Laurasia siguió desgajándose. Las fuerzas
generadas por las colisiones continentales que habían comenzado al principio de la
era precedente, el mesozoico, condujeron al alzamiento de los sistemas montañosos
alpino e himalayo.
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Mientras tanto, sobre las llanuras del noreste de la India corrieron ingentes
cantidades de basalto fundido al unirse este subcontinente recién formado,
desgajado de África durante el cretácico, a Asia. En el hemisferio sur, la Antártida y
Australia, que habían estado unidas después de separarse de Gondwana en el
mesozoico, se separaron a su vez y se alejaron la una de la otra.
La rápida evolución de nuevos órdenes de mamíferos, iniciada en el
paleoceno, siguió adelante. En Europa y Norteamérica aparecieron al mismo tiempo
formas ancestrales del caballo, el rinoceronte, el camello y otros grupos modernos,
como los murciélagos, los primates y roedores similares a las ardillas. Muchos de
ellos eran muy pequeños en comparación con las formas actuales. Los carnívoros
de aquel entonces, llamados creodontos, fueron el tronco del que evolucionarían los
perros y los gatos modernos. El final de esta época fue testigo de la primera
adaptación de los mamíferos a la vida marina.
En el próximo capítulo se comentan los otros tres periodos la Era Terciaria:
Oligoceno, Mioceno y Plioceno.
2.14.- El Cenozoico: Oligoceno, Mioceno y Plioceno
El Oligoceno se inició hace unos 35,4 millones de años y finalizó hace unos
23,3 millones de años. Las colisiones entre las placas de la corteza terrestre
continuaron sin pausa desde el eoceno. En el hemisferio oriental, los restos afro
árabes e indios del anterior supercontinente de Gondwana chocaron con Eurasia al
norte, cerrando el extremo oriental del mar de Tetis y dejando en su lugar un residuo
muy mermado, el Mediterráneo.
Las fuerzas de compresión generadas por la colisión contribuyeron a elevar
un extenso sistema de cadenas de montañas, desde los Alpes en el Oeste hasta el
Himalaya en el Este.
Mientras tanto, la placa australiana chocaba contra la Indonesia, y la
norteamericana había empezado a solaparse sobre la del Pacífico. El clima siguió
siendo subtropical y húmedo en toda Norteamérica y Europa, pero había comenzado
una tendencia al enfriamiento global a largo plazo, que culminaría en los periodos
glaciales del pleistoceno.
Los mamíferos estaban ya establecidos como forma de vida terrestre
dominante. Équidos antecesores de los actuales caballos, rinocerontes (un
subgrupo, el Baluchitherium de Asia central, es el mamífero terrestre más grande de
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todos los tiempos), Los camellos del tamaño de ovejas, y los primeros elefantes,
carentes tanto de colmillos como de trompa. Los creodontos se habían diferenciado
ya para dar lugar a los antecesores de los actuales perros y gatos. Los roedores
estaban muy extendidos, y entre los primates se encontraban el tarsero y el lémur.
De los estratos del oligoceno se han extraído huesos de los primeros monos del
Viejo Mundo, así como los de una única especie de gran simio.
El Mioceno comenzó hace 23,3 millones de años y finalizó hace 5,2 millones
de años. La elevación de las grandes cordilleras montañosas que había comenzado
durante el oligoceno, siguió adelante, acabando de forma los Alpes en Europa, el
Himalaya en Asia y las cadenas montañosas del continente americano. Los
sedimentos producidos por la erosión de estos sistemas se depositaron en cuencas
marinas poco profundas, para terminar convirtiéndose en la localización de ricos
depósitos petrolíferos en California, Rumania y la costa oeste del mar Caspio.
El clima del mioceno era más fresco que el de la época precedente. En el
hemisferio sur se había establecido ya un sistema circumplanetario de corrientes
oceánicas, que aislaba a la Antártida de las corrientes más cálidas del resto del
mundo. Esto favoreció la aparición de un gran casquete de hielo antártico. En el
hemisferio norte, grandes áreas antes cubiertas por espesos bosques se convirtieron
en grandes praderas. La fauna del mioceno contempla la aparición del mastodonte,
al igual que el mapache y la comadreja. Durante esta época, los grandes simios,
relacionados con el orangután, vivían en Asia y en la parte sur de Europa.
El Plioceno se extiende desde hace 5,2 millones de años hasta 1,6 millones
de años atrás. En el oeste de Norteamérica, la subducción de la placa tectónica del
Pacífico contribuyó a la elevación de sierra Nevada y de la cordillera volcánica de las
Cascadas. En Europa, los Alpes continuaron su ascensión apoyados por el
movimiento de la tectónica de placas que empujaba y combaba la corteza en una
región amplia de este continente. Al final del mioceno, la colisión de las placas
africana e ibérica había formado el sistema bético-rifeño y cortado la comunicación
entre el Mediterráneo y el Atlántico, con lo que se produjo la desecación del primero,
en cuya cuenca se instaló un clima árido depositándose grandes cantidades de
sales. Al iniciarse el plioceno se volvió a abrir el paso y el Mediterráneo se llenó de
nuevo.
El clima se hizo más frío y seco. Los mamíferos se habían establecido desde
hacía tiempo como la forma de vida vertebrada dominante y es durante el plioceno
cuando se produce la evolución de un grupo de primates, los homínidos, con
diversas especies, desde los Australopitecinos al Homo habilis y al Homo erectus,
consideradas antepasados directos del Homo sapiens.
El próximo capítulo trata sobre los últimos periodos del Cenozoico, conocidos
como Era Cuaternaria.
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2.15.- Historia Geológica: El Cuaternario
El Cuaternario es el periodo del Cenozoico que empezó 1,64 millones de
años, y comprende hasta nuestros días. El cuaternario se divide en pleistoceno, la
primera y más larga parte del periodo, que incluye los periodos glaciales, y la época
reciente o postglacial, también llamada holoceno, que llega hasta nuestros días.
El pleistoceno es llamado a veces "la era del Hombre", porque los seres
humanos evolucionaron en este periodo. En el siguiente periodo, el Holoceno, los
seres humanos fueron capaces de desarrollar una vida organizada en grupos
sociales a la que llamamos civilización.
2.16.- El Pleistoceno
En la primera parte del Cuaternario, llamada Pleistoceno, el hielo se extendió
en forma de glaciares sobre más de una cuarta parte de la superficie terrestre. En
las regiones libres de hielo, la flora y la fauna dominantes eran esencialmente las
mismas que las del plioceno.
Un sistema glaciar estaba centrado sobre Escandinavia, y se extendía hacia
el sur y hacia el este a través del norte de Alemania y el oeste de Rusia, y hacia el
suroeste sobre las islas Británicas. El segundo gran sistema glaciar del hemisferio
norte cubría la mayor parte de Siberia. Otro sistema glaciar cubrió Canadá y se
extendió hasta Estados Unidos.
Las regiones ártica y antártica estaban también cubiertas de hielo, al igual que
la mayoría de los picos de las montañas altas de todo el mundo. Los efectos
topográficos de la acción de los glaciares durante el pleistoceno son perceptibles en
buena parte del mundo.
A finales del pleistoceno, no obstante, en Norteamérica se habían extinguido
muchas especies de mamíferos, incluidos la llama, el camello, el tapir, el caballo y el
yak. Otros grandes mamíferos, como el mastodonte, el tigre dientes de sable y el
perezoso terrestre, se extinguieron en todo el mundo.
Mientras se acumulaba hielo y nieve en las latitudes altas, en las más bajas
aumentaban las lluvias, lo que permitió que la vida vegetal y animal floreciera en
áreas del norte y el este de África que hoy son yermas y áridas. Se han descubierto
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pruebas de que el Sahara estuvo ocupado por cazadores nómadas, así como por
jirafas y otros rumiantes durante el pleistoceno tardío.
2.17.- El Holoceno
Durante la época reciente, el Holoceno, que comenzó hace unos 10.000 años,
el deshielo hizo subir treinta o más metros el nivel del mar, inundando grandes
superficies de tierra y ensanchando la plataforma continental del oeste de Europa y
el este de Norteamérica. En general, es una época de clima cálido, en el que se
asientan las actuales distribuciones geográficas de la fauna y la flora.
Los seres humanos empezaron a organizarse en grupos sociales que se
concentraban en "ciudades" (de ahí proviene la palabra "civilización").
Paulatinamente empezaron a compaginar la caza y la pesca con la agricultura y la
ganadería, lo que provocó el asentamiento en lugares estables y el abandono de la
vida nómada.
A pesar de que, como periodo geológico, se extiende hasta nuestros días, el
estudio del Holoceno se extiende hasta la invención de la escritura. El primer escrito
que se conoce se atribuye a los sumerios de Mesopotamia, hace unos 5.000 años. A
partir de este momento empieza lo que llamamos "historia".
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3.- CONTINENTES ANTIGUOS
3.1.- Gondwana
GONDWANA
(Gondwana
land).Supercontinente que se cree ha existido
en el hemisferio sur hasta el cretácico. Se
componía de América del Sur, África,
Arabia, Madagascar, India, Sri Lanka,
Australia, Nueva Zelanda y Antártico.
Gondwana fue el continente meridional
que existió durante el paleozoico y el
mesozoico inferior. Comprendía la mayor
parte de lo que ahora son Sudamérica,
África (incluida Madagascar), Australia,
Antártida y la península Indostánica o
subcontinente indio.
El movimiento de las placas originó a finales del precámbrico un
supercontinente o Pangea I, del que poco a poco se desgajó Gondwana. Entre
principios del carbonífero y finales del pérmico, Gondwana y los distintos
protocontinentes, antecesores de Norteamérica, Europa y Asia, se fueron
aproximando y se ensamblaron otra vez en una única masa gigantesca de tierra
llamada Pangea II. Durante estos periodos, Gondwana estaba situada en las
inmediaciones del polo sur, y por ello su clima era, según las zonas, frío o glaciar.
Los depósitos caóticos de cantos irregulares en Brasil o en el sur de África son
vestigios de la glaciación pérmica.
Durante el triásico, al principio de la era mesozoica, se inició la fragmentación
de Pangea en dos bloques: Laurasia al norte y Gondwana al sur. En medio de
ambos se abrió el mar de Tetis, del cual el Mediterráneo constituye un vestigio.
Comenzó a formarse el océano Índico, de tal forma que se mantuvieron unidas
África y Sudamérica mientras el resto de los continentes se separaba. Durante el
jurásico y el cretácico continuó la fragmentación de Gondwana, al tiempo que
progresaba la formación del océano Atlántico. Mientras tanto, el subcontinente indio
se dirigía hacia su posición actual y Australia se desgajaba de la Antártida. Los
registros fósiles indican que el clima, frío a principios del triásico, se fue tornando
más cálido y permitió el desarrollo de una flora tropical.
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3.2.- Pangea
Alfred Wegener postuló, a principios del siglo XX, la existencia de este gran
continente para poder explicar varios fenómenos geológicos y biológicos. Entre ellos
están: la correspondencia entre las costas atlánticas de África y Sudamérica, la
semejanza entre sistemas montañosos paleozoicos de ambos lados del Atlántico y
la distribución de algunos grupos de seres vivos, como los marsupiales. Wegener
concluyó que los continentes actuales, separados, se han desplazado lateralmente a
partir de uno mayor al que denominó Pangea. La opinión de Wegener fue
considerada radical por muchos geólogos de su época.
Según el registro fósil, en el carbonífero, la flora predominante en las zonas
que ahora son Eurasia y Norteamérica era tropical, mientras que la de Gondwana, el
supercontinente que comprendía la mayor parte de lo que ahora son Sudamérica,
África, el subcontinente indio y Australia, era propia de climas fríos. El primer tipo ha
dado lugar a los yacimientos de carbón más importantes. Esta flora tropical se
desarrolló en pantanos que estaban habitados por insectos gigantescos, crustáceos
y algunos anfibios. Durante el pérmico, último periodo de la era paleozoica, en
Pangea se produjo la primera diversificación de los reptiles. Los movimientos
continentales continúan en la actualidad y se sigue produciendo un ciclo que
comenzó cuando se formó Pangea. Sin embargo, este continente es el resultado de
un ciclo anterior en el que otras masas continentales se desplazaron hasta quedar
unidas.
Modernamente se habla de Pangea II para referirse al supercontinente que se
formó a finales del paleozoico y se disgregó a lo largo del mesozoico, reservando el
término de Pangea I para una anterior agrupación continental habida a finales del
proterozoico (precámbrico). De esta manera, se había producido un ciclo de
disgregación y reagrupación entre Pangea I y Pangea II que posiblemente
reprodujera ciclos anteriores desarrollados en el Proterozoico (pangeas más
antiguas) de las que, sin embargo, no hay pruebas.
3.3.- Columnas Estratigráficas.
Par el estudio de este punto del trabajo debemos saber lo que significan
diversos términos; comenzaremos por estrato, se le conoce así, a la masa mineral
en forma de capa, que presenta un espesor próximamente uniforme de 1cm. que
constituye a los terrenos sedimentarios; basándose en los fósiles que contienen, se
pueden poner en correlación estratos de rocas de distintos lugares.
Al establecer nuevas relaciones, los geólogos empezaron a componer
grandes grupos que se convirtieron en el fundamento de la división del tiempo
geológico en vastos bloques. De esta forma, se dividió la historia de la Tierra
(precámbrica, paleozoica, mesozoica y cenozoica); éstas, a su vez, fueron
fragmentadas en periodos. Esta clasificación es fundamental en el estudio de la
geología. Es importante saber que la estratificación es la disposición de las
partículas que constituyen a las capas o estratos de un terreno y esta se refiere
únicamente a las rocas sedimentarias, otro término es el de fisialidad esta se
refiere a la característica que presentan las rocas de poder partirse en laminas muy
delgadas como escamas.
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La Estratigrafía, rama de la geología cuya finalidad es el estudio de las
rocas vistas como capas o estratos. Centrada en especial en las rocas
sedimentarias, la disciplina se ha extendido a todos los tipos de rocas y a sus
interrelaciones, en especial las cronológicas.
Conociendo estos términos desarrollaremos el tema. La estratificación
anteriormente mencionada puede ser: paralela, es cuando las capas se mantienen
paralelas (relativamente), en su extensión. Y cruzada cuando las capas presentan
una estratificación inclinada.
La escala relativa se confeccionó aplicando los principios de la estratigrafía.
Uno de ellos es la ley de la superposición que conforme al principio de
horizontalidad: que explica “los estrados cuando se depositan son horizontales o
casi horizontales” y al principio básico de estratigrafía: Este tema de estudio fue
iniciado en Inglaterra por William Smith, que realizó el primer mapa geológico de
Inglaterra (1815), y en Francia por Georges Cuvier y Brongniart.
Dicha ley de superposición establece que, en una sucesión no perturbada
de estratos, las capas más jóvenes yacen sobre las más antiguas. Esto permite
una apreciación del cambio de las condiciones con el tiempo. Ya que Con las
técnicas disponibles en la época, los geólogos del siglo XIX sólo podían componer
una escala de tiempo relativa. Así, la edad de la Tierra y la duración de las
unidades de esta escala permanecieron desconocidas hasta principios del siglo
XX. Poco después del descubrimiento de la radiactividad, se desarrollaron los
métodos radiométricos de datación. Con ellos, se pudo calibrar la escala relativa
de tiempo geológico creando una absoluta.
El segundo, que los lechos de roca se caracterizan por su contenido de
fósiles, lo que facilita el seguimiento de los lechos en el terreno entre distintas
afloraciones. La variación observada entre las formas de vida en las series de
rocas llevó al desarrollo, durante el siglo XIX, de la columna estratigráfica, una
tabla basada en las sucesiones de rocas a lo largo del tiempo geológico.
Los estratos se han depositado originalmente a su densidad y en capas
horizontales superpuestas, gracias a esto en la estratigrafía se puede determinar la
edad relativa de los estratos. Sin embargo la mayoría de los estratos no presentan
continuidad estratigráfica o concordancia esto debido a la ausencia de una o varias
capas lo cual crea la discontinuidad estratigráfica o discordancias “interrupción
temporal en una secuencia estratigráfica esto debido a un cambio en el régimen,
en el cual dio lugar a que cesara el depósito durante un intervalo considerado de
tiempo.
Existen diferentes tipos de discordancia entre ellos:
La discordancia angular: cuando las rocas descansan sobre una formación
inclinada.
La discordancia litológica cuando la capa de rocas sedimentarias descansa
sobre ígneas y metamórficas.
La discordancia erosional: cuando los estratos de dos formaciones paralelas
presentan como plano de separación una superficie irregular.
La discordancia estratigráfica: cuando varias capas son separadas por
planos de estratificación.
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4.- LA TEORIA DE LA TECTONICA DE PLACAS
4.1.- Tectónica de placas
Tectónica de placas, teoría de tectónica global (deformaciones estructurales
geológicas) que ha servido de paradigma en la geología moderna, para la
comprensión de la estructura, historia y dinámica de la corteza de la Tierra. La teoría
se basa en la observación de que la corteza terrestre sólida está dividida en unas
veinte placas semirrígidas. Las fronteras entre estas placas son zonas con actividad
tectónica donde tienden a producirse sismos y erupciones volcánicas.
Los Himalayas son generalmente conocidos como el 'techo del mudo' porque
presentan los picos más altos de la Tierra. El más famoso es el Monte Everest a
8,848 metros sobre el nivel del mar. La roca que lo cubre es piedra caliza, que se
forma en el fondo de los mares cálidos y poco profundos y que se compone
totalmente de fósiles marinos, desde plancton hasta almejas y peces. Durante años,
los geólogos no lograban explicar cómo los residuos endurecidos de pequeños
organismos marinos podían existir en la cumbre de una montaña.
Durante miles de millones de años se ha ido sucediendo un lento pero
continuo desplazamiento de las placas que forman la corteza del planeta Tierra,
originando la llamada "tectónica de placas", una teoría que complementa y explica la
deriva continental.
Los continentes se unen entre sí o se fragmentan, los océanos se abren, se
levantan montañas, se modifica el clima, influyendo todo esto, de forma muy
importante en la evolución y desarrollo de los seres vivos. Se crea nueva corteza en
los fondos marinos, se destruye corteza en las trincheras oceánicas y se producen
colisiones entre continentes que modifican el relieve.
Aunque la revolución de la tectónica de placas en el pensamiento geológico
ha ocurrido hace poco (en las décadas de 1960 y de 1970), las raíces de la teoría
fueron establecidas por observaciones y deducciones anteriores. En uno de estos
descubrimientos, James Hall, geólogo neoyorquino, observó que los sedimentos
acumulados en cordilleras montañosas son al menos diez veces más gruesos que
los del interior continental de la Tierra. Este hecho estableció las bases de la teoría
geosinclinal posterior que afirma que la corteza continental crece por acumulaciones
progresivas originadas como geosinclinales antiguos y plegados, endurecidos y
consolidados en placas. Esta teoría quedó bien establecida en el siglo XX. Otro
descubrimiento del siglo XIX fue la existencia de una dorsal en medio del océano
Atlántico; hacia la década de 1920, los científicos llegaron a la conclusión que esta
dorsal se extendía dando casi una vuelta completa a la Tierra.
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4.2.- Las Bases de la Teoría
Según la teoría de la tectónica de placas, la corteza terrestre está compuesta
al menos por una docena de placas rígidas que se mueven a su aire. Estos bloques
descansan sobre una capa de roca caliente y flexible, llamada astenosfera, que fluye
lentamente a modo de alquitrán caliente.
Los geólogos todavía no han determinado con exactitud como interactúan
estas dos capas, pero las teorías más vanguardistas afirman que el movimiento del
material espeso y fundido de la astenosfera fuerza a las placas superiores a
moverse, hundirse o levantarse.
El concepto básico de la teoría de la tectónica de placas es simple: el calor
asciende. El aire caliente asciende por encima del aire frío y las corrientes de agua
caliente flotan por encima de las de agua fría. El mismo principio se aplica a las
rocas calientes que están bajo la superficie terrestre: el material fundido de la
astenosfera, o magma, sube hacia arriba, mientras que la materia fría y endurecida
se hunde cada vez más hacia al fondo, dentro del manto. La roca que se hunde
finalmente alcanza las elevadas temperaturas de la astenosfera inferior, se calienta y
comienza a ascender otra vez.
Este movimiento continuo y, en cierta forma circular, se denomina convección.
En los bordes de la placa divergente y en las zonas calientes de la litosfera sólida, el
material fundido fluye hacia la superficie, formando una nueva corteza.
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4.3.- Expansión Oceánica
En los fondos oceánicos las placas se alejan y queda entre ellas un hueco
que se llena con material proveniente del manto, roca fundida (magma) de la
astenósfera, que puede fluir por encontrarse muy caliente. En cuanto llega a la
superficie sufre cambios físicos y químicos al perder gases y entrar en contacto con
el agua del fondo del mar.
Al descender su temperatura se convierte en nueva corteza oceánica.
Al continuar separándose las placas, esta nueva corteza oceánica es
arrastrada hacia los lados de la cresta y deja lugar para que ascienda más material
del manto. El material que asciende está muy caliente, y transmite parte de este
calor al material que tiene cerca, el cual empuja el material que tiene encima, dando
lugar a las grandes elevaciones sobre el nivel medio del fondo marino que presentan
las cordilleras oceánicas.
Las placas siguen separándose y el nuevo fondo, cada vez más frío, pasa el
punto más alto y comienza un descenso muy rápido, se rompe y se crean nuevas
fallas normales, pero ahora el movimiento relativo de las paredes es en sentido
contrario al que ocurre del mismo lado dentro del valle. Conforme se aleja del centro
de expansión, la nueva corteza oceánica se va enfriando, lo cual la vuelve más
densa y, por tanto, más pesada. Al pesar más, hace más presión sobre el material
de la astenósfera y lo hace descender. El resultado de esto es que el fondo oceánico
se encuentra apoyado sobre una superficie inclinada, y la fuerza de gravedad hace
que resbale sobre esta superficie alejándose del centro de expansión y por tanto de
la placa que se encuentra del otro lado.
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4.4.- Zonas de Subducción
Si se está creando continuamente nuevo fondo oceánico y la Tierra no está
creciendo, la creación de nueva superficie debe ser compensada mediante la
destrucción de superficie antigua. Por otro lado, si dos placas se alejan una de otra,
esto significa que se acercan a otras placas que se encuentren en su camino, y si
éstas no se alejan lo suficientemente rápido tienen que competir por la superficie
que ocupan.
En los extremos de dos placas, una continental y otra oceánica, el extremo de
la placa oceánica tiende a hundirse, porque es más pesada que la astenósfera,
mientras que la placa continental flota por ser más ligera.
En consecuencia, la placa oceánica se hunde bajo la continental y regresa al manto
donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oceánicas son, por tanto,
zonas de subducción donde se consume la placa oceánica.
El hueco entre la placa subducida y la subducente forma una trinchera
oceánica, donde se deposita gran cantidad de sedimentos, aportados, sobre todo,
por la continental. Algunas veces parte de estos sedimentos se une al continente y,
de esta manera, crecen los continentes.
4.5.- Formación de Montañas: Los Plegamientos
La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas
porciones y se destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas
que acaban por deformarla.
Estas fuerzas, actuando durante millones de años, hacen que la corteza se
ondule y forme pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A
veces, estas fuerzas son tan potentes que la elasticidad de los materiales no puede
soportarlas y el pliegue se rompe.
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4.6.- Las Fuerzas que Doblan la Tierra
Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen un grado de
elasticidad determinado, que es máximo en las rocas blandas de tipo sedimentario y
mínimo en las rocas metamórficas. Cuando actuan fuerzas intensas, como las
producidas en el choque entre continentes, la roca cede elásticamente y se dobla
adoptando una forma que depende de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza.
Estos procesos de plegamiento pueden producirse a poc profundidad y son
los responsables de la formación de las grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza
supera la elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla.
La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran,
en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy suelen
estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a
la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno.
4.7.- Pliegues, Anticlinales y Sinclinales
Cada unidad de plegamiento se llama pliegue. Los pliegues superiores con
forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas
que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues
inversos en forma de cuenco, o sinclinales.
Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las
de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los
periclinales son pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación
externa). Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta
o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Pueden ser microscópicos o tener
longitudes de kilómetros.
Las rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece imposible
que se doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan
entre las grietas a la vez que se produce el plegamiento. El calor es un factor
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importante en las profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de
rígidas a dúctiles.
La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también
importante. La diferencia de comportamiento se puede explicar si se considera el
ejemplo del alquitrán: al golpearlo con un martillo se rompe, pero con el efecto de la
gravedad se desparrama. De igual forma, las rocas que sufren procesos de
deformación rápida se fracturan y producen un terremoto, mientras que las mismas
rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y continuas.
A veces el terreno sufre una ligera deformación que no llega a formar un
pliegue. El fenómeno se llama "flexión" del terreno. Por otra parte, algunos pliegues
tienen zonas de pendiente menor en medio de una superficie uniformemente
inclinada, llamadas "terrazas".
4.8.- Fallas de la Corteza Terrestre
Uno de los accidentes del terreno que se puede observar más fácilmente son
las fallas o rupturas de un plegamiento, especialmente si el terreno es de tipo
sefimentario. Las fallas son un tipo de deformación de la corteza terrestre que
finaliza en ruptura, dando lugar a una gran variedad de estructuras geológicas.
Cuando esta ruptura se produce de forma brusca, se produce un terremoto. En
ocasiones, la línea de falla permite que, en ciertos puntos, aflore el magma de las
capas inferiores y se forme un volcán.
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4.9.- Partes de una Falla
El plano de falla es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento,
horizontal, vertical u oblicuo. Si las fracturas son frágiles, tienen superficies lisas y
pulidas por efecto de la abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas
fracturadas se pueden desprender fragmentos de diferentes tamaños.
Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado.
Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los nombres de
labio hundido (o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicación
de cada uno de ellos con respecto a la horizontal relativa. Cuando está inclinado,
uno de los bloques se desliza sobre el otro. El bloque que queda por encima del
plano de falla se llama "techo" y el que queda por debajo, "muro".
El salto de falla es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente
formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el hundido. Esta
distancia puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la
ruptura), hasta varios kilómetros. Éste último caso suele ser resultado de un largo
proceso geológico en el tiempo.
4.10.-Tipos De Fallas
En una falla normal, producida por tensiones, la
inclinación del plano de falla coincide con la dirección del
labio hundido. El resultado es un estiramiento o alargamiento
de los materiales, al desplazarse el labio hundido por efecto
de la fuerza de la gravedad.
En las fallas de desgarre, además del movimiento
ascendente
también
se
desplazan
los
bloques
horizontalmente. Si pasa tiempo suficiente, la erosión puede
allanar las paredes destruyendo cualquier traza de ruptura,
pero si el movimiento es reciente o muy grande, puede dejar
una cicatriz visible o un escarpe de falla con forma de
precipicio. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son
aquellas transformadoras que desplazan a las dorsales
oceánicas.
En una falla inversa, producida por las fuerzas que
comprimen la corteza terrestre, el labio hundido en la falla
normal, asciende sobre el plano de falla y, de esta forma, las
rocas de los estratos más antiguos aparecen colocadas sobre
los estratos más modernos, dando lugar así a los
cabalgamientos.
Las fallas de rotación o de tijera se forman por efecto
del basculado de los bloques sobre el plano de falla, es decir,
un bloque presenta movimiento de rotación con respecto al
otro. Mientras que una parte del plano de falla aparenta una
falla normal, en la otra parece una falla inversa.
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Un macizo tectónico o pilar tectónico, también llamado "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. Por ejemlo, el centro de la península Ibérica está
ocupada por los macizos tectónicos que forman las sierras de Gredos y
Guadarrama.
Por último, 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. Así sucede, por ejemplo, en el valle del río Tajo, en la
península Ibérica.
4.11.- Placas Límites
Estas observaciones sobre la distribución de los terremotos y los volcanes ayudó a
los geólogos a definir los procesos que ocurren en las cordilleras que se extienden
y las zonas de subducción. Además, ayudaron a los científicos a descubrir que hay
otros tipos de placas límites. En general, las placas límites son el escenario de
gran actividad geológica, terremotos, volcanes, y topografía dramática, de tal
manera que cordilleras como los Himalayas están todas concetradas donde dos o
más placas se encuentran en un límite. Hay tres principales maneras en que las
placas interactúan en los límites: pueden moverse en dirección divergente, pueden
moverse en dirección convergente, o pueden deslizarse una al lado de la otra,
transformante. Cada una de estas interacciones produce un modelo de terremoto,
volcanismo y topografía diferentes:
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4.12.- Límites Divergentes
Los límites divergentes son las cordilleras oceánica centrales que lanzaron la
revolución de las placas tectónicas. La Cordillera Central Atlántica es un ejemplo
clásico. Los terremotos poco profundos y fluidos menores de lava caracterizan la
cordillera oceánica central. El suelo marítimo en las cordilleras es más alto que los
llanos abismales alrededor, porque las rocas son más calientes (y menos densas).
Se enfrian y condensan mientras se alejan del centro de extensión. La extensión ha
estado ocurriendo en la Cordillera Central Atlántica durante 180 millones de años, lo
que ha producido un gran valle oceánico, el Óceano Atlántico.
4.13.- Límites Convergentes
Los límites convergentes son los más activos geológicamente, con
diferentes características dependiendo del tipo de costra presente. Hay dos tipos
de costras: oceánica y continental. La costra continental es gruesa y ligera, la
costra oceánica es delgada, densa y forma las cordilleras oceánicas centrales. La
actividad que tiene lugar en los límites convergentes depende del tipo de costra
presente, tal como se explica aquí.
4.14.- Costra Oceánica Encuentra Costra Continental
Estas son las zonas de subducción imaginadas por Hess, donde la costra
oceánica densa se sumerge debajo de la costra continental ligera. Estos límites se
caracterizan por: a) una zanja oceánica muy profunda al lado de una cordillera
continental montañosa alta, b) numerosos terremotos que progresan de lo poco
profundo a lo profundo, y c) un gran número de volcanes de composición
intermedia. Los Andes deben su existencia a la zona de subducción en el borde
occidental de la placa de América del Sur. En realidad, este tipo de límite es
usualmente llamado el margen Andino.
Los terremotos son los cuadrados amarillos.
Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey
- 30 -
4.15.- Costra Oceánica Encuentra Costra Oceánica:
Donde dos placas oceánicas convergen, también ocurre una zona de
subducción, pero el resultado es ligeramente diferente que en el Margen Andino.
Puesto que las densidades de las dos placas son similares, es usualmente la costra
oceánica más antigua la que se hunde porque es más fría y ligeramente más densa.
Los terremotos progresan de lo menos profundo a lo más profundo como en la
convergencia oceánica-continental, y los volcanes forman un arco de islas, como el
Monte Fuji en Japón y Pinatubo en Filipinas. Estos volcanes son ligeramente
diferentes de esos que forman los Andes porque el magma se produce de la costra
oceánica derretida en vez de la costra continental derretida.
Los terremotos son los cuadrados amarillos.
Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey
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4.16.- Costra Continental Encuentra Costra Continental
Cuando dos piezas de costra continental convergen, el resultado es un gran
montón de material continental. Ambas piezas de costra son ligeras y no son
fácilmente hundidas. La convergencia continental está ejemplificada en la
cordillera de los Himalayas, donde la placa India se encuentra con la placa
Asiática. Ocurren varios terremotos pocos profundos, pero hay muy poco
volcanismo.
Los terremotos son los cuadrados amarillos.
Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey
4.17.- Límites Transformantes
La mayoría de los límites son convergentes o divergentes, los límites
transformantes son los más raros. La falla de San Andrés en California es un
ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco
profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y
1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de
Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren
no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas
centrales.
Unos pocos límites retan clasificaciones simples y son llamados como 'placas de
las zonas límite'. Por ejemplo, un modelo de terremoto complicado se produce por
una ancha y poco entendida zona de placa límite entre las placas Euroasiática y
Aficanas en el Mediterráneo.
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4.18.- Actividad Geológica Separada de las Placas Límite
Los límites descritos anteriormente dan cuenta de la mayoría de la actividad
sísmica y volcánica en la tierra. Sin embargo, mientras más datos empezaban a
explicar el esquema de las placas tectónicas, más sobresalían las excepciones.
¿Qué puede explicar Hawai, por ejemplo, un antiguo escenario de actividad
volcánica en la placa del Pacífico central donde no hay subducción o extensión
para generar magma?
Tenía que haber algo más. En 1963, J. Tuzo Wilson, un geofísico
canadiense, propuso la teoría que la capa contenía inmóviles lugares calientes,
delgadas plumas de magma caliente que actuaban como quemadores Bunsen
cuando las placas estaban encima de ellos. Las Islas Hawaianas forman una larga
y derecha cadena, con erupciones volcánicas continuas en la isla Hawai e islas
volcánicas altamente erosionadas en el noreste. De acuerdo a la teoría de lugares
calientes de Wilson, la cadena de islas representa el movimiento hacia el
surestede de la placa Pacífico sobre la capa de pluma.
El esbozo original de J. Tuzo Wilson de los lugares calientes Hawainos. (Usado con el permiso de
Canadian Journal of Physics.)
Una importante implicación de la teoría de Wilson es que, puesto que los
lugares calientes son estacionarios, las pistas de los lugares calientes podían ser
usadas para rastrear la historia del movimientos de las placas. Por ejemplo, la pista
de la cadena Hawaina continúa hacia el noroeste como una cadena de antiguos
volcanes inactivos bajo agua. Una vez que las erupciones volcánicas se detienen,
las olas oceánicas empiezan a erosionar las islas debajo del nivel del mar y se
llaman montes marítimos. Las islas y los montes marítimos asociados con los
lugares calientes Hawainos ofrecen una historia sobre el movimiento de la placa
Pacífico, que aparentemente tomó un rumbo al este alrededor de 28 millones de
años. Otras pistas de lugares calientes en el mundo pueden ser usadas de manera
similar para reconstruir la historia global de las placas tectónicas.
¿Cuales son las fuerzas que motivan el movimiento?
Los lugares calientes añaden pruebas para confirmar que las placas se mueven
constantemente. Irónicamente, sin embargo, la cuestión que provocó el ridículo de
Wegener sigue provocando un acalorado debate: que provoca el movimiento de
las placas Eventualmente, una nueva Pangaea (o continente único) se puede
formar, separar, y formar de nuevo en la Tierra.
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¿Qué hace que estas placas se sigan moviendo?
Hess asumió que la capa de conducción era la fuerza motivadora principal.
Material caliente, menos denso en las cordilleras oceánicas centrales, se enfría y
se hunde en las zonas de subducción. Las placas 'montan' estas células de
convección (ver la lección sobre Densidad para mayor información). Aunque había
poca duda que la convección ocurre en la capa, el diseño actual sugiere que no es
tan simple. Muchos geólogos sugieren que la fuerza de convección no es
suficiente para empujar placas lito esféricas enormes como la placa de Norte
América. Ellos sugieren que la gravedad es la principal fuerza motivadora: la fría y
densa costra oceánica se hunde en la zona de subducción, empujando al resto de
la placa con ella. De acuerdo a esta teoría, las intrusiones magmáticas en las
cordilleras que se extienden son pasivas. El magma apenas llena un hueco creado
por la separación de las dos placas.
El empuje de la cordillera y el jalón de la placa son dos maneras en que la
gravedad puede actuar para mantener una placa en movimiento. Observe que las
flechas en las células de convección y las placas encima van en la misma
dirección. Imágen modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S.
Geological Survey.
Sin lugar a dudas, la gravedad y la convección ofrecen energía para mantener las
placas en movimiento. Sus contribuciones relativas, sin embargo, son un asunto
debatible y de investigación continua.
La fuerza de la placa tectónica yace en su habilidad para explicar todo sobre los
procesos que vemos en los registros geológicos en la actualidad. Nuestro
conocimiento de las sutilezas tiende a evolucionar, mientras sabemos más sobre
nuestro planeta, pero las placas tectónicas son verdaderamente la base sobre la
se asienta que la ciencia geológica.
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5.- LOS VOLCANES
Una de las manifestaciones más espectaculares de la actividad geológica de
la Tierra son, sin duda, los volcanes. Los hay de diferentes tipos, según la manera
en que sale la lava, y se encuentran distribuidos por regiones concretas del planata
mientras que, en otras, no hay.
Los volcanes son también los únicos lugares donde podemos entrar en
contacto con los materiales del interior de la corteza o del manto, por lo que suscitan
un gran interes para las ciencias.
5.1.- Erupciones Volcánicas
Un volcán es una fisura de la corteza terrestre sobre la cual se acumula un
cono de materia fundida y sólida que es lanzada a través de la chimenea desde el
interior de la Tierra. En la cima de este cono hay una formación cóncava llamada
cráter. Cuando se produce actividad en un volcán se dice que está en erupción.
Los volcanes son por lo general estructuras compuestas de material fragmentado y
corrientes de lava. A través de la chimenea sale la lava que escurre por las laderas
del cono, que se va formando por sucesivas capas solidificadas, todas inclinadas
hacia el exterior de la chimenea.
El material rocoso expulsado se encuentras entre 4 a 200 kilómetros de profundidad,
donde pueden alcanzar temperaturas superiores a los 1000°C. Habitualmente la lava
recién emitida bordea temperaturas entre 700 °C y 1200 °C, dependiendo de su
composición química.
Las rocas que se forman a partir del enfriamiento del magma se llaman rocas
ígneas. Si el enfriamiento tuvo lugar en el interior de la tierra, y las rocas fundidas no
llegaron a emerger a la superficie, se llaman rocas ígneas intrusivas. Cuando la roca
se ha formado a partir del enfriamiento de lava en la superficie, se denomina roca
ígnea extrusiva. También existen rocas ígneas enfriadas a gran profundidad que se
llamas plutónicas.
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5.2.- Magma y Lava
El magma, es una masa espesa y viscosa, es la roca fundida que se
encuentra en la parte interna del volcán sometida a grandes presiones, y está
constituido por gases que se encuentran disueltos, pero en el momento de llegar a la
superficie, la presión disminuye, lo que provoca su liberación explosiva y
espontánea. El material fundido que se arroja fuera del volcán contiene menos
gases y, para diferenciarlo del magma, se le llama lava.
La lava en una erupción está cargada de vapor y de gases como el dióxido de
carbono, el hidrógeno, el monóxido de carbono y el dióxido de azufre. Estos gases al
salir violentamente ascienden a la atmósfera formando una nube turbia que
descarga, a veces, copiosas lluvias.
Los fragmentos de lava se clasifican en bombas, brasas y cenizas, que son
arrojadas fuera del volcán y dispersadas por todas partes. Algunas partículas,
grandes, vuelven a caer dentro del cráter. La velocidad de la lava depende en gran
parte de la pendiente de la ladera del volcán.
Muchos volcanes nacen en el fondo marino, como lo hicieron el famoso Etna
y Vesubio, las islas de Hawai y otras muchas islas volcánicas del Océano Pacífico.
Enormes cuencas, muy parecidas a los cráteres, reciben el nombre de
calderas y están ubicadas en la cumbre de volcanes extintos o inactivos y son
ocupadas por profundos lagos. Algunas calderas se formaron después de
explosiones cataclísmicas que destruyeron completamente el volcán, o cuando,
después de sucesivas erupciones, la cono vacio no soporta el peso de las paredes y
se hunde.
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5.3.- Tipos de volcanes
La lava no sale siempre al exterior de la misma forma. A veces lo hace de
forma violenta, con grandes explosiones y enormes masas de gases, humo, cenizas
y rocas incandescentes que se pueden proyectar a varios kilómetros de altura. Otras
veces se derrama con suavidad, como cuando hierve la leche en el cazo y no
apagamos el fuego a tiempo.
Se han clasificado los volcanes en cuatro grandes grupos o tipos: hawaiano,
estromboliano, vulcaniano y peleano, aunque los hay que no encajan exactamente
en ninguno de ellos.
5.4.- Los Cuatro Tipos Comunes
Dependiendo de la temperatura de los magmas, de la cantidad de productos
volátiles que acompañan a las lavas y de su fluidez o viscosidad, los tipos de
erupciones pueden ser:
Hawaiano, de lavas muy fluidas y sin desprendimientos gaseosos explosivos.
La lava se desborda cuando rebasa el cráter y se desliza con facilidad, formando
verdaderas corrientes a grandes distancias.
Estromboliano. La lava es fluida, con desprendimientos gaseosos
abundantes y violentos. 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, tipo de volcán se desprende grandes cantidades de gases de un
magma poco fluido que se consolida con rapidez. Las explosiones son muy fuertes y
pulverizan la lava, produciendo gran cantidad de cenizas que son lanzadas al aire
acompañadas de otros materiales. 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 e irregular.
Peleano. Entre los volcanes de las Antillas es célebre el de la Montaña
Pelada de la isla Martinica por su erupción de 1902, que ocasionó la destrucción de
su capital, San Pedro. Su lava es extremadamente viscosa y se consolida con gran
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rapidez, llegando a tapar por completo el cráter. La enorme presión de los gases,
que no encuentran salida, levanta este tapón que se eleva formando una gran aguja.
5.5.- Erupciones Especiales
No todas las erupciones volcánicas encajan en uno de los cuatro tipos
comunes. Algunas merecen especial atención.
La explosión volcánica más formidable de las conocidas hasta la fecha 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.
Por otra parte, en los fondos oceánicos 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.
Hay volcanes que ocasionan gran número de víctimas, debido a que sus
cráteres están ocupados por 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 lo que encuentran a su paso. Un ejemplo
actual fue la erupción del Nevado de Ruiz (Colombia) en 1985. La cumbre estaba
recubierta por un casquete de hielo y, al ascender la lava, se recalentaron las capas,
formando unas coladas de barro que invadieron el valle del río Lagunilla y sepultaron
la ciudad de Armero.
Por último, las erupciones fisurales son las que se originan a lo largo de una
dislocación de la corteza terrestre, que puede tener varios kilómetros. Las lavas que
fluyen a lo largo de la rotura son fluidas y recorren grandes extensiones formando
amplias mesetas o traps, con un kilómetro o más de espesor y miles de kilómetros
cuadrados de superficie. Ejemplos de vulcanismo fisural es la meseta del Deccan
(India).
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6.- LOS TERREMOTOS
Los terremotos, sismos, seísmos, temblores de tierra,... son reajustes de la
corteza terrestres causados por los movimientos de grandes fragmentos. Por sí
mismos, son fenómenos naturales que no afectan demasiado al hombre. El
movimiento de la superficie terrestre que provoca un terremoto no representa un
riesgo, salvo en casos excepcionales, pero sí nos afectan sus consecuencias,
ocasionando catástrofes: caída de construcciones, incendio de ciudades, avalanchas
y tsunamis.
Aunque todos los días se registran una buena cantidad de terremotos en el
mundo, la inmensa mayoría son de poca magnitud. Sin embargo, se suelen producir
dos o tres terremotos de garn magnitud cada año, con consecuencias imprevisibles.
6.1.- Movimientos sísmicos
Las placas de la corteza terrestre están sometidas a tensiones. En la zona de
roce (falla), la tensión es muy alta y, a veces, supera a la fuerza de sujeción entre las
placas. Entonces, las placas se mueven violentamente, provocando ondulaciones y
liberando una enorme cantidad de energía. Este proceso se llama movimiento
sísmico o terremoto.
La intensidad o magnitud de un sismo, en la escala de Richter, representa la
energía liberada y se mide en forma logarítmica, del uno al nueve. La ciencia que
estudia los sismos es la sismología y los científicos que la practican, sismólogos.
La estadística sobre los sismos a través de la historia es más bien pobre. Se
tiene información de desastres desde hace más de tres mil años, pero además de
ser incompleta, los instrumentos de precisión para registrar sismos datan de
principios del siglo XX y la Escala de Richter fue ideada en 1935.
Un terremoto de gran magnitud puede afectar más la superficie terrestre si el
epifoco u origen del mismo se encuentra a menor profundidad. La destrucción de
ciudades no depende únicamente de la magnitud del fenómeno, sino también de la
distancia a que se encuentren del mismo, de la constitución geológica del subsuelo y
de otros factores, entre los cuales hay que destacar las técnicas de construcción
empleadas.
- 39 -
Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han
tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, Rusia y
Estados Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En 1975,
sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de Haicheng, y lograron
evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera el 90% de los
edificios de la ciudad. Una de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie
de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a
notarse cinco años antes.
Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de
tierra y los cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua de los
pozos e incluso en el comportamiento de los animales. También hay un nuevo
método en estudio basado en la medida del cambio de las tensiones sobre la
corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es posible pronosticar muchos
terremotos, aunque estas predicciones no sean siempre acertadas.
Año
1960
1964
1933
1906
1950
1897
1906
1905
1950
1899
1920
1934
1946
1927
1939
1976
1923
1906
1907
1939
Magnitud
9.5
9.4
8.9
8.9
8.7
8.7
8.6
8.6
8.6
8.6
8.5
8.4
8.4
8.3
8.3
8.2
8.2
8.2
8.1
8.0
Lugar
Sur de Chile
Alaska
Sanriku, Japón
Colombia
India/Assam/Tibet
Assam, India
Santiago/Valparaiso, Chile
Kangra, India
Assam, India
Yakutat Bay, Alaska
Kansu, China
India/Nepal
Tonankai, Japón
Xining, China
Chillan, Chile
Tangshan, China
Kwanto,Yokohama, Japón
San Francisco, California
Asia cnetral
Ezrican, Turquía
- 40 -
Víctimas
5.700
131
2.990
1.000
1.530
1.500
20.000
19.000
1.526
180.000
10.700
1.330
200.000
28.000
240.000
143.000
700
12.000
23.000
6.2.- Terremotos en el mar
Un maremoto es una invasión súbita de la franja costera por las aguas
oceánicas debido a un tsunami, una gran ola marítima originada por un temblor de
tierra submarino. Cuando esto ocurre, suele causar graves daños en el área
afectada.
Los maremotos son más comunes en los litorales de los océanos Pacífico e
Índico, en las zonas sísmicamente activas.
Los términos maremoto y tsunami se consideran sinónimos.
6.3.- Tsunamis
Tsunami es una voz japonesa con la que se designa a las olas marinas,
generadas por terremotos, que azotan las costas minutos u horas después del
sismo. El terremoto de Michoacán, del 19 de septiembre de 1985, generó tsunamis
de unos 1.5 m de altura que azotaron las costas de Michoacán y Guerrero. De 1732
a 1973 han ocurrido al menos 20 tsunamis en México, casi todos causados por
sismos ocurridos entre las regiones de Acapulco y Jalisco, dos de los cuales, en
1787 y 1925, alcanzaron alturas de 12 m, en Manzanillo y Zihuatanejo
respectivamente .
Los grandes tsunamis, especialmente en el Pacífico, se originan en alguna de
las grandes trincheras oceánicas, como las de Chile, Japón y las Aleutianas. La ola
viaja, a través del mar abierto, con velocidades del orden de 300 m/s y amplitudes
relativamente pequeñas (del orden de uno a unos cuantos metros). Cuando se
acerca a las costas, donde la profundidad del agua disminuye, y a veces la
topografía hace efectos de embudo, la ola crece, alcanzando a veces alturas
considerables y arrasando ciudades enteras. Podemos anotar tsunamis de 14.3 m
de altura en África, Chile (1868), de 23 m en Honshu, Japón (1933), de 17 m en
Hawai y de 30.5 m en las Aleutianas (1946) (1).
Estas olas son tan dañinas que se ha establecido el Sistema de Alarma
Temprana de Tsunamis (TEWA) que, tras sismos grandes en las zonas donde se
generan usualmente tsunamis, detecta el paso de las olas y da la alarma a los sitios
que pueden resultar afectados.
Los terremotos submarinos provocan movimientos del agua del mar
(maremotos o tsunamis). Los tsunamis son olas enormes con longitudes de onda de
hasta 100 kilómetros que viajan a velocidades de 700 a 1000 km/h. En alta mar la
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altura de la ola es pequeña, sin superar el metro; pero cuando llegan a la costa, al
rodar sobre el fondo marino alcanzan alturas mucho mayores, de hasta 30 y más
metros.
El tsunami está formado por varias olas que llegan separadas entre sí unos
15 o 20 minutos. La primera que llega no suele ser la más alta, sino que es muy
parecida a las normales. Después se produce un impresionante descenso del nivel
del mar seguido por la primera ola gigantesca y a continuación por varias más.
La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar ha ocasionado
muchas víctimas entre las personas que, imprudentemente, se acercan por
curiosidad u otros motivos, a la línea de costa.
España puede sufrir tsunamis catastróficos, como quedó comprobado en el
terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia de este sismo varias grandes
olas arrasaron el golfo de Cádiz causando más de 2.000 muertos y muchos heridos.
En 1946 se creó la red de alerta de tsunamis después del maremoto que
arrasó la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos más del Pacífico. Hawaii es
afectado por un tsunami catastrófico cada 25 años, aproximadamente, y EEUU,
junto con otros países, han puesto estaciones de vigilancia y detectores que avisan
de la aparición de olas producidas por sismos.
6.4.- Dorsal Oceánica
Una Dorsal Oceánica es una cordillera submarina, formada por el
adelgazamiento de la corteza terrestre que permite el ascenso de magma el cual se
enfría en la superficie. Se encuentran asociadas a los márgenes divergentes de las
placas tectónicas y representan la formación de nueva corteza oceánica.
6.5.- Formación de una dorsal
Una Dorsal Oceánica es una cordillera submarina, formada por el
adelgazamiento de la corteza terrestre que permite el ascenso de magma el cual se
enfría en la superficie. Se encuentran asociadas a los márgenes divergentes de las
placas tectónicas y representan la formación de nueva corteza oceánica.
- 42 -
Estas formaciones están activas, el magma emerge continuamente desde la
corteza oceánica, a través de las fisuras del fondo del océano, y forma nuevos
volcanes y porciones de corteza. Debido a esto, las rocas son más jóvenes en el
centro de la dorsal (cerca de donde está la fisura) que en la periferia. Por otro lado,
la permanente renovación del suelo de los océanos por este continuo fluir de magma
hace que esta clase de corteza sea, por lo general, considerablemente más joven
que las cortezas continentales.
Existen dos procesos a los que se cree responsable de la separación que se
observa en las dorsales del centro de los océanos, y no está claro cual de ellos es el
principal. La subducción y el empuje de las dorsales son los dos procesos más
populares con los que se trata de explicar el proceso. En el caso del empuje de las
dorsales, se sostiene que el peso de la cordillera empuja al resto de la placa,
alejándola del centro y acercándola a una zona de subducción. En la zona de
subducción, el peso de la placa que está siendo "tirada" hacia abajo, atrae al resto
de la placa hacia el lugar.
La otra teoría que intenta explicar la formación de nueva corteza oceánica en
el centro de las dorsales submarinas es el cinto transportador en el manto
(diagramado en la segunda imagen). Sin embargo, los que se oponen a esta teoría
indican que la parte superior del manto, la astenosfera, es demasiado flexible para
que la fricción generada pueda empujar a una placa tectónica.
La velocidad de creación de nuevo material en el fondo del océano, conocida
generalmente como velocidad de expansión, es pequeña y se mide en
milímetros/año. Para una clasificación rápida, se subdividen las velocidades en:
•
•
•
Rápidas: Más de 100 milímetros/año
Medianas: Alrededor de 60 milímetros/año
Lentas: Menos de 20 milímetros/año
El nuevo material formado en las dorsales mesoceánicas, al ir enfriándose y
transformándose en roca, se alinean de acuerdo al campo magnético de la tierra.
Estudiando su orientación, se han podido determinar las variaciones que ha tenido el
campo magnético a lo largo de la historia del planeta.
El proceso por el cual una fisura como el Gran Valle del Rift pasa a
convertirse en una dorsal oceánica no es aun del todo entendido, aunque se cree
que el área del Mar Rojo es un ejemplo, en el cual el Golfo de Suez en el Norte
representaría las etapas más tempranas, el Norte del Mar Rojo una etapa intermedia
y el Sur de este una etapa más avanzada de la formación.
- 43 -
6.7.- Dorsal Mezo Atlántica
La Dorsal Mesoatlántica es una dorsal oceánica que se extiende en el
Océano Atlántico desde los 87°N (unos 333 kilómetros al Sur del Polo Norte) hasta
la isla Bouvet, 1700 kilómetros al Norte de la Antártida donde se transforma en la
Dorsal Atlántica-Índica donde continúa hacia el Este.
También se abre a esa altura hacia el Oeste para formar la Dorsal Escocesa.
Al Norte de Islandia, la cadena continúa su camino en el Océano Ártico. Llegando al
Ecuador, la cordillera queda dividida en Norte y Sur por la Fosa Romanche, que si
bien es estrecha alcanza profundidades de casi 7800 metros. En varios puntos, la
altura de las montañas excede el nivel del mar, formando islas.
- 44 -
6.7.- Vulcanismo de Dorsal Oceánica:
Las dorsales oceánicas y la extensión y adelgazamiento de la corteza:
Las dorsales oceánicas son la esencia de la tectónica de placas. Se suele
pensar que se sitúan justo encima de las celdas de convección del manto las cuales
se suponían la causa inmediata de la extensión del suelo marino. El trabajo hecho
en los años 80 muestra que es más probable que las dorsales sean el resultado de
una extensión pasiva ( la litosfera oceánica se va adelgazando debido a fuerzas
tectónicas hasta que se parte y se separa en dos fragmentos que se alejan a
velocidades de unos pocos centímetros por año). El adelgazamiento de la litosfera
oceánica debido a la extensión, hace ascender las isotermas del manto, permitiendo
que el material mantélico que era estable a temperaturas y presiones propias de
profunidades de más de 100 Km, lo sea a profundidades de 50 Km o menos.
La interpretación de las dorsales oceánicas como fenómenos pasivos ayuda a
explicar un número de características enigmáticas, como la ausencia de anomalías
gravitatorias y el conjunto de fracturas que desplazan los ejes de las dorsales, a
veces en cientos de Km.
El Askja se encuentra en Islandia, isla que está atravesada
por la dorsal Atlántica.
- 45 -
8.- ONDAS SISMICAS
7.1.- ¿Qué es una Onda?
Vimos antes que un terremoto afecta áreas muy grandes comparadas con la
extensión de la fuente sísmica. Esto nos indica que existe energía, liberada en la
fuente, que es transmitida a través del terreno; esta energía se propaga en forma de
ondas sísmicas. A continuación presentaremos los conceptos de onda y de rayo, y
hablaremos acerca de los distintos tipos de ondas sísmicas y de su nomenclatura.
Estos temas son tratados a fondo, y desde diferentes puntos de vista, en varios
libros, algunos de los cuales son los que se presentan en las referencias (1, 2, 3, 4,
5 y 6.)
7.2.- Ondas Elásticas.
Si tomamos una barra de algún material elástico (metal, madera, piedra, etc.)
por un extremo y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energía del
golpe se transmite a través de la barra y llega a nuestra mano. Esto sucede porque
cada parte de la barra se deforma y luego vuelve a su forma original; al deformarse
jala o empuja a las partes vecinas, las cuales, a su vez, mueven a sus propias partes
vecinas, etc., lo que hace que la deformación viaje a lo largo de la barra. Nótese que
es la deformación la que viaja y no las partículas o pedazos de la barra, los cuales
sólo se desplazan un poco de su posición original y luego vuelven a ella.
Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda
elástica; y cuando el medio a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda
sísmica.
Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados
simultáneamente por una onda se le llama frente de onda. Un ejemplo familiar es el
de las ondas formadas en la superficie de un lago al dejar caer en ella algún objeto
(Figura 1); los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose
de la fuente, es decir, del lugar donde se originó el disturbio.
Figura 1. Frentes de onda circulares propagándose hacia afuera. Los rayos,
perpendiculares a los frentes de onda, indican la trayectoria de propagación.
- 46 -
Si trazamos líneas (imaginarias) perpendiculares a los frentes de onda
(indicadas por líneas punteadas en la figura 1), veremos que indican la dirección en
la que viajan las ondas. Estas líneas son llamadas rayos, y son muy útiles para
describir las trayectorias de la energía sísmica.
La onda sísmica deforma el terreno a través del cual pasa, lo cual indica que
puede hacer trabajo, y, por lo tanto, corresponde a energía elástica que se desplaza.
En el caso de ondas generadas por explosiones, la energía es producto de las
reacciones químicas o nucleares que causaron la explosión; en el caso de ondas
generadas por sismos, es la que estaba almacenada como energía de deformación
en las rocas.
7.3.- Ondas Senoidales.
Las ondas más sencillas son las senoidales (aquéllas cuyos valores varían en
el tiempo y/o en el espacio como senos o cósenos trigonométricos), como las que se
muestran en las tres primeras trazas de la figura 2. Cada una se caracteriza por su
frecuencia f (el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo),
expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz), o por su periodo T = 1 /f (el
tiempo que tarda en repetirse), expresado en segundos, su amplitud A (el máximo
valor que puede tomar), expresada en unidades de longitud (usualmente micras o
centímetros) y su fase (qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo
está, para un tiempo o lugar de referencia). Si una onda senoidal viaja con una
velocidad V, al cabo de un periodo habrá recorrido una distancia
, llamada
su longitud de onda.
7.4.- Representación de Fourier
Si sumamos las tres ondas senoidales de la figura 2, obtenemos la traza
situada bajo ellas, la cual es menos regular que éstas y presenta un máximo donde
los valores de las trazas componentes se suman (interferencia constructiva) y
valores menores donde se anulan (interferencia destructiva).
- 47 -
Figura 2. Ondas senoidales sumadas para obtener un pulso.
De esta manera podemos construir una onda de cualquier forma, mediante la
suma (a veces infinita) de ondas senoidales con diferentes amplitudes y frecuencias
(teorema de Fourier) (7). La amplitud de cada onda senoidal componente nos indica
qué tanto de ella contiene la onda sísmica en cuestión. Se llama espectro de la señal
sísmica al conjunto de sus componentes senoidales.
Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto
o largo) según predominen en su espectro unas u otras componentes.
7.5.- Ondas de Cuerpo
La teoría de la elasticidad nos dice que son posibles dos tipos de ondas
elásticas que viajan a través de la Tierra, y que son conocidas como ondas de
cuerpo u ondas internas, las cuales pueden ser compresionales o de cizalla.
7.6.- Ondas P.
Las ondas compresionales son las que se transmiten cuando las partículas
del medio se desplazan en la dirección de propagación, produciendo compresiones y
dilataciones en el medio. Esto es fácil de visualizar si pensamos en un resorte como
el mostrado en la figura 3. Si comprimimos un extremo del resorte (a) y luego lo
soltamos, el material comprimido se extiende en la dirección indicada por la flecha
pequeña, comprimiendo al material que está junto a él (b). Esa compresión y la
dilatación (extensión) correspondiente viajan en la dirección indicada por las flechas
gruesas, que es la misma (aunque puede variar el sentido) del desplazamiento de
las partículas.
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Figura 3. Onda compresional propagándose a lo largo de un resorte con velocidad v.
C indica compresión y D indica dilatación. El desplazamiento de las partículas del
resorte se produce en las direcciones indicadas por d.
Ésta es la más veloz de todas las ondas sísmicas (más de 5 km/s en las rocas
graníticas cercanas a la superficie, y alcanza más de 11 km/s en el interior de la
Tierra) y, por lo tanto, es la primera en llegar a cualquier punto, en ser sentida y en
ser registrada en los sismogramas, por lo que se llamó onda Primera o Primaria y de
allí el nombre de P (en inglés se asocia también con push que significa empujón o
empujar).
7.7.- Ondas S.
Las ondas de corte o de cizalla, llamadas ondas S, son aquéllas en las cuales
las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a la dirección de
propagación, por lo que están asociadas con deformaciones del terreno de tipo de
cizalla. Podemos visualizarlas si pensamos en las ondas que viajan por una cuerda
tensa (Figura 4) y movemos uno de sus extremos perpendicularmente a ella (a).
Cada partícula de la cuerda se mueve, hacia arriba o hacia abajo en la dirección
indicada por las flechas pequeñas, jalando a sus vecinas; de manera que la onda
viaja en la dirección de la cuerda (indicada por la flecha grande) perpendicularmente
a la dirección del desplazamiento de cada pedazo de cuerda (b-c).
Figura 4. Onda de cizalla propagándose con velocidad v a lo largo de una cuerda. El
desplazamiento de las partículas de la cuerda se da en las direcciones indicadas por
d.
- 49 -
La onda S es más lenta que la onda P. En una amplia gama de rocas su
velocidad, Vs, es aproximadamente igual a la velocidad de la onda P, Vp, dividida
(esto es conocido como condición de Poisson). Como la onda S es la
entre
segunda en llegar se le llamó Secundaria, y de allí su nombre (en inglés se asocia
con shake, que significa sacudir).
Como los líquidos no pueden soportar esfuerzos cortantes, las ondas S no se
propagan a través de ellos.
El desplazamiento de las partículas en el terreno durante el paso de la onda
puede ser en cualquier dirección perpendícular a la de propagación; pero, a veces,
pueden desplazarse en una sola dirección, en cuyo caso se dice que las ondas
están polarizadas. La componente vertical de la onda S se denota a menudo por SV,
mientras que la componente horizontal se denota por SH (Figura 5).
Figura 5. La onda S y sus componentes SV y SH.
Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la onda P, y se siente más
fuerte que ésta.
- 50 -
7.8.- Ondas Convertidas.
Cuando una onda de cuerpo que viaja a través de un medio incide sobre una
interfase (una superficie) que lo separa de otro medio con distintas propiedades
elásticas, como se indica en la figura 6, en general parte de la energía es transmitida
al segundo medio y parte es reflejada.
Figura 6. i rayo incidente, r rayo reflejado, R rayo refractado.
Si pensamos en una línea perpendicular a la interfase (la normal), y medimos los
ángulos
que forman los distintos rayos con ella, podemos ver que están
relacionados según la siguiente fórmula, conocida como ley de Snell:
su velocidad
Donde es la velocidad (P o S) del rayo en el primer medio y
en el segundo medio. La aplicación de la ley de Snell nos permite saber cómo se
comportan los rayos sísmicos cuando encuentran alguna de las discontinuidades
que presenta la Tierra y que serán vistas someramente más adelante; veremos los
nombres que se aplican a las ondas de cuerpo según la trayectoria que hayan
recorrido.
La ley de Snell nos dice que si un rayo pasa de un medio de menor velocidad
a otro de mayor velocidad se aleja de la normal, mientras que si pasa de un medio
de mayor a otro de menor velocidad se acercará a ella. En particular, cuando sen
el ángulo de refracción es de 90º, y el rayo, llamado críticamente refractado
viaja por el medio inferior, paralelamente a la interfase.
La figura 7 nos muestra el caso de una fuente sísmica (representada por un
punto) en un medio consistente de una capa plana (que puede representar a un
estrato geológico) sobre un semiespacio. En (a) vemos cómo sería un sismograma
obtenido en un punto muy cercano al epicentro: vemos el arribo de la onda ,
seguido por el de la onda unos segundos después (cuando su ángulo de partida
- 51 -
es hacia arriba de la horizontal, la onda P se denota por o P, y la onda S se denota
por o S. La diferencia de tiempo entre estos arribos es llamado a veces prefase, se
indica generalmente por y está relacionado con la distancia D a la fuente como:
Por lo tanto, para una gran cantidad de lugares en la Tierra (donde se cumple
la condición de Poisson y Vp es aproximadamente igual a 6 km/s), si contamos el
número de segundos entre las llegadas de P y S, y los multiplicamos por 8.2,
obtendremos la distancia a la fuente en kilómetros.
Figura 7
Además de y , llegarán rayos reflejados en la interfase. Éstos son rayos P
reflejados como P o como S y rayos S reflejados como S o como P. Siempre
llegarán después de , pues tienen que recorrer un camino mayor, y parte de ese
camino puede ser recorrido, en calidad de S.
En la figura 7 (b) vemos el sismograma correspondiente a un punto más lejano
del epicentro, donde se ve que la onda P críticamente refractada en alguna interfase,
llamada a veces , llega antes que . Esto sucede porque el camino de es más
largo pero mas rápido. A partir de este punto, el primer arribo, llamado a veces FA,
será el correspondiente a . Si existe otro medio aún más rápido bajo la capa en
que viaja esta , puede dar lugar a otra que, para distancias más lejanas llegue
aún más temprano. Como las ondas críticamente refractadas llegan a menudo a la
cabeza del sismograma, son llamadas a veces ondas de cabeza.
Las ondas de cabeza asociadas con la discontinuidad de Conrad (véase capítulo
siguiente) se denotan por P* y S*; la velocidad de P es del orden de 6.5 a 6.8 km/s.
- 52 -
Las ondas de cabeza refractadas por la discontinuidad de
(véase capítulo
siguiente) se denotan por
y ; la velocidad de va de 7.8 a 8.3 km/s.
7.9.- Coda.
Después de la llegada de las ondas P y S, vemos que la señal en el
sismograma decae poco a poco como lo indican las líneas punteadas en la figura 7.
Esta parte de la "cola" de la señal se llama coda, y se debe a energía sísmica
"dispersa" que llega hasta el sensor después de haber sido reflejada por las
heterogeneidades propias del terreno. La forma como decae la coda nos sirve para
estimar qué tan grande es la atenuación del terreno. También, como veremos más
adelante, es útil para la determinación de la magnitud de los sismos, sobre todo de
los locales.
7.10-. Ondas Superficiales
Además de las ondas que viajan a través del terreno, existen otras que lo
hacen por la superficie, esto es, su amplitud es máxima en ésta y nula en las
grandes profundidades.
Estas ondas pueden explicarse como causadas por la interferencia de las ondas de
cuerpo (interacción de muchas de estas ondas que viajan en diferentes direcciones),
y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos (los que ocurren a más de
1000 km de distancia del observador), como el mostrado en la figura 8, las ondas
superficiales llegan mucho después que las de cuerpo, y podemos apreciar que
presentan dispersión; esto es, las ondas de diferentes frecuencias viajan con
diferentes velocidades.
Figura 8. Telesismo registrado en sismómetros vertical (Z) y horizontal en dirección
Norte-Sur (N) y Este-Oeste (E). En (a) d indica cómo es el desplazamiento de una
partícula de la supeificie de la Tierra al paso de una onda Rayleigh con velocidad v.
- 53 -
A continuación veremos los dos tipos principales de ondas superficiales y
explicaremos algunas de sus propiedades.
7.11.- Ondas de Rayleigh
Éstas, denotadas usualmente por R, o LR cuando son de periodo muy largo
(Figura 8), se deben a la interacción entre las ondas P y las SV, y el movimiento de
cada partícula de la superficie del terreno al paso de la onda se da en forma de
elipse retrógrada, según se muestra en la figura 8 (a).
Son las ondas más lentas con velocidades de grupo (la velocidad con que
viaja la energía) que van de 1 a 4 km/s, según se muestra en la figura 9 (a), que
muestra varias curvas que corresponden a diversos modos de propagación de la
onda de Rayleigh; donde cada modo propio, modo fundamental o eigenmodo es una
forma en la cual puede vibrar el terreno de manera que se logre la interferencia
constructiva que da lugar a las ondas superficiales. El modo cuya amplitud no
cambia de signo con la profundidad [Figura 9 (a)] es llamado modo fundamental, el
que cambia una vez de signo [Figura 9 (b) ], primer modo superior, el que cambia de
signo dos veces [Figura 9 (c)] segundo modo superior, etcétera.
Figura 9. (a) Velocidades de grupo para ondas Rayleigh.
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Figura 9. (b) Velocidades de grupo para ondas Love.
Figura 9. Amplitudes de los modos propios de vibración para el modo fundamental y
los dos primeros superiores de una onda de Rayleigh.
Vemos que los modos de alta frecuencia tienen grandes amplitudes solamente
cerca de la superficie del terreno, por lo que las propiedades del material profundo
- 55 -
casi no influyen en ellos. En cambio, los modos de baja frecuencia tienen amplitudes
considerables en profundidades mayores, por lo que su velocidad depende de las
profundidades del medio cerca de la superficie y lejos de ella. La velocidad del
terreno aumenta, usualmente, con la profundidad, lo que explica por qué, como se
muestra en la figura 9, las componentes de más baja frecuencia son usualmente las
más rápidas. Sin embargo, la velocidad de grupo no disminuye siempre al aumentar
la frecuencia, pues la transmisión de energía requiere de interferencia constructiva
de los modos.
Otro efecto de la dependencia de los modos en la profundidad es que si la
fuente sísmica ocurre a cierta profundidad, excitará más a aquellos modos cuyas
amplitudes sean grandes y menos a aquellos cuyas amplitudes sean pequeñas (o,
posiblemente, nulas) a dicha profundidad. Esto permite determinar la profundidad del
foco de un terremoto (8), y, si es profundo, distinguirlo de una explosión nuclear que
siempre es somera. En general, los sismos más someros generan mayores ondas
superficiales que los profundos (para iguales momentos y áreas de ruptura).
7.12.- Ondas de Love
(en inglés Love waves, lo que se presta a infinidad de chistes)
Son las denotadas usualmente por L, o G o LQ si son de periodo muy largo.
Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh,
pero se deben a interferencia constructiva de ondas SH solamente, por lo que no
pueden existir en un semiespacio, sino que requieren al menos una capa sobre un
semiespacio, donde pueda quedar atrapada parte de la energía sísmica.
Son polarizadas horizontalmente (como las SH) y, por lo tanto, no se registran
en los sensores verticales, como se muestra en la figura 9 (c).
Aunque más lentas que las ondas de cuerpo, las ondas de Love tienen
velocidades de 1 a 4.5 km/s son más veloces que las de Rayleigh, como se muestra
en la figura 9. La figura 9 (b) muestra las curvas de dispersión de grupo para varios
modos propios de las ondas de Love. Podemos ver que, igual que con las ondas de
Rayleigh, cada modo tiene una velocidad tope, y también existe una frecuencia tope
por debajo de la cual no puede vibrar cada uno de los modos superiores.
7.13.- Ondas Guiadas
Cuando una capa o nivel de roca se encuentra rodeada de otras rocas con
velocidades sísmicas superiores, algunas de las ondas que se encuentren dentro de
ella no podrán escapar a los medios circundantes y serán transmitidas a lo largo de
la capa con muy poca pérdida de energía. Este tipo de estructura es conocido como
guía de ondas. Existen varios tipos de guías de ondas; podemos considerar que la
superficie de la Tierra es una guía de ondas para las ondas de Rayleigh y de Love.
En el océano existe una capa de agua de baja velocidad, conocida como canal
SOFAR, que transmite ondas hasta grandes distancias; si un sismo genera ondas
- 56 -
que se transmitan por este canal (a la velocidad del sonido en el agua), al alcanzar
la tierra firme serán registradas después de la llegada de las ondas P y S, por lo que
son conocidas como ondas T (de "Terceras" ).
que son ondas de periodo
Otros tipos de ondas guiadas son las ondas
corto (1 a, 6 s), predominantemente transversales, guiadas en la corteza terrestre y
observadas solamente en trayectorias puramente continentales; y las ondas de
placa, que son ondas que viajan a lo largo de las placas subducidas que
estudiaremos más abajo.
7.14.- Modos Propios de la Tierra
Cuando golpeamos un objeto de tamaño finito, como, por ejemplo, una
campana, ésta comenzará a vibrar; pero no puede vibrar de cualquier manera, sólo
puede vibrar en formas que sean combinaciones de ciertas formas de vibrar
llamadas modos propios. Una campana o un diapasón tienen un modo que domina
la vibración, y es lo que les da sus tonos característicos; sin embargo, no vibran de
un solo modo, su vibración total es la suma del total de sus modos, excitados cada
uno en mayor o menor proporción.
La Tierra se comporta de manera similar, puede vibrar sólo de modos
determinados, y toda vibración será una combinación de éstos. La figura 10 muestra
algunos de los modos de la Tierra. Cuando ocurre un sismo, excita algunos de estos
modos (9), y podemos expresar cualquier onda sísmica como una combinación de
ellos. Sin embargo, para periodos muy largos podemos distinguir los modos
individuales, y su estudio ha sido de gran valor para inferir varios datos acerca de la
estructura del interior de la Tierra (10).
Figura 10. Modos propios de la Tierra. (a) Modos volumétricos: modo fundamental
y los dos primeros modos superiores. (b) Primeros dos modas de cizalla.
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7.15.- Fases Sísmicas y Arribos
Cada onda (de cuerpo, superficial, directa, reflejada, de cabeza, etc.) que
podemos distinguir en un sismograma, es llamada fase sísmica (no confundir estas
"fases" con la fase de una onda senoidal).
El punto del sismograma donde comienza, en el que "llega", la fase sísmica
es llamado arribo y el tiempo correspondiente es llamado tiempo de arribo de la fase.
Es uso general expresar todos los tiempos de arribo referidos al Tiempo Coordinado
Universal (UCT), que es radiado por varias estaciones en el mundo entero y ha
venido a remplazar al Tiempo Medio de Greenwich (GMT); aunque éstos son casi
exactamente iguales.
Cuando un arribo es súbito, es decir comienza con un movimiento grande y
empinado, que permite distinguirlo claramente a pesar del ruido, como se muestra
en la figura 7 (a), se llama impulsivo. Los arribos impulsivos son típicos de sismos
cercanos.
El caso contrario, cuando el arribo es gradual y resulta difícil determinar su
comienzo, como el ejemplo de la figura 8, se llama emergente. Estos arribos son
típicos de tele sismos, o de fases que tengan relativamente poca energía y se
pierdan en el ruido.
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8.- SISMOS EN MÉXICO
8.1.- CIEN AÑOS DE SISMICIDAD EN MEXICO
Un artículo de:
Dr. Vladimir Kostoglodov y Dr. Javier Francisco Pacheco
8.2.- Justificación
En el año 2000 se cumplieron cien años de registros de sismicidad en el
mundo, es importante evaluar lo que hemos aprendido durante estos cien años en
México. Desde que se instaló el primer instrumento mecánico en este país, en 1904,
grandes terremotos han ocurrido a lo largo de las diversas fronteras entre las placas
tectónicas que conforman el rompecabezas que es México. Los sismos más
importantes, registrados en esta estación y otras que luego conformaron la red del
Servicio Sismológico Nacional (SSN), ocurrieron a lo largo de las fronteras entre las
placas oceánicas de Cocos y Rivera y la placa continental de Norte América. Otros
ocurrieron como sismos intraplaca, ya sea en la placa oceánica subducida o en la
placa cabalgante de Norteamérica.
En este trabajo se compiló un catálogo de sismos moderados a grandes (M >
6.5) de diversas fuentes. El catálogo no pretende ser completo ni homogéneo a
magnitud 6.5, aunque sí pretende ser una fuente de los temblores más significativos
ocurridos en el país durante el presente siglo. Este catálogo permitirá evaluar
correctamente el peligro sísmico y entender mejor la compleja tectónica de México.
Para entender los patrones de ruptura de los grandes sismos costeros y el
peligro sísmico asociado a las diferentes regiones de México, aquí se delinean las
áreas de ruptura de los sismos más importantes ocurridos el siglo XX a lo largo de la
Fosa Mesoamericana. También se localizan los grandes sismos intraplaca ocurridos
en el sur y centro de México. No se pretende realizar una discusión exhaustiva de
los patrones de ruptura, sino mostrar el conocimiento limitado que se tiene sobre
estos patrones para comprender mejor el peligro sísmico asociado.
Esperamos que este trabajo sea de utilidad para los estudios que se realicen
en el futuro, principalmente aquellos que se realicen durante el próximo siglo, con
mejores aparatos y una mayor comprensión de la realidad sísmica del país.
Los autores de este trabajo, el Servicio Sismológico Nacional, el Instituto de
Geofísica y la Universidad Nacional Autónoma de México no se hacen responsables
por el mal uso o interpretación que pueda darse a este catálogo.
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8.3.- ¿Qué produce los Temblores en México?
La corteza terrestre, la parte más superficial y rígida de la Tierra, está
compuesta por un rompecabezas. A cada pieza de este rompecabezas se le
denomina Placa Tectónica. Estas placas, que cubren grandes áreas de la superficie
terrestre se mueven en diferentes direcciones produciéndose choques entre ellas.
Algunas se deslizan rozando una contra otra (movimiento TRANSCURRENTE).
Otras, al chocar frontalmente, generan lo que se denomina una zona de Subducción.
Las zonas de subducción se identifican por ser las regiones más profundas del suelo
oceánico (las Fosas Oceánicas). En estas regiones una placa cabalga sobre la otra
(movimiento de COMPRESIÓN); la placa más densa (generalmente las placas bajo
los océanos) penetra bajo las placas menos densas (generalmente las placas sobre
las que viajan los continentes). En las regiones donde se presenta el movimiento de
EXTENSIÓN se produce un distanciamiento entre las placas. Estas regiones donde
divergen las placas se les conoce como Dorsales oceánicas. Las dorsales oceánicas
son zonas elevadas sobre el piso oceánico, llegando a elevarse hasta 3 km sobre el
nivel medio del suelo oceánico. Las dorsales se caracterizan por su volcanismo
activo ya que a través de ellas se forma nuevo suelo oceánico con material que
proviene del interior de la Tierra.
Placas Tectónicas y Tipos de Fallas
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8.4.- ¿Por qué se mueven las placas tectónicas?
El interior de la Tierra conserva una gran cantidad de calor desde sus inicios,
hace unos 4500 millones de años. Además, en el Manto terrestre (la zona situada
entre los 100 y los 2900 kilómetros de profundidad) existen materiales radioactivos
que al decaer, generan más calor. Este calor no puede escapar totalmente por
Conducción, ya que el manto es un mal conductor de calor. Este calor escapa por
Convección, esto es, el material caliente de las profundidades de la Tierra sube a la
superficie y el material frío de la superficie baja hacia el interior. El movimiento de
estas grandes masas de material que fluye en el interior de la Tierra dio origen a
grandes Celdas Convectivas. A su vez, estas celdas de convección dieron origen a
la Tectónica de Placas.
8.5.- Las placas tectónicas y los sismos en México
Los Sismos (temblores o terremotos) se producen por el rompimiento de la
roca de que se compone la corteza terrestre. La corteza terrestre se comporta como
un material Frágil (similar al vidrio) que se resquebraja por la acción de una fuerza
externa que sobrepasa la resistencia del material. Cuando dos placas tectónicas o
bloques de corteza terrestre están en contacto, se produce Fricción entre ellas,
manteniéndolas en contacto hasta que la fuerza que se acumula por el movimiento
entre las placas sea mayor que la fuerza de fricción que las mantiene en contacto.
En ese momento se produce un al romperse ese contacto. La Energía Elástica que
se había acumulado en la zona de contacto se libera en forma de calor, deformación
de la roca y en energía sísmica que propaga por el interior de la Tierra. Esta energía
sísmica que se propaga como ondas (similares a las ondas del sonido) es lo que
sentimos bajo los pies cuando ocurre un temblor.
El territorio Mexicano se encuentra dividido entre cinco placas tectónicas. La
mayor parte del país se encuentra sobre la placa NORTEAMERICANA. Esta gran
placa tectónica contiene a todo Norteamérica, parte del océano Atlántico y parte de
Asia. La península de Baja California se encuentra sobre otra gran placa tectónica,
la placa del PACÍFICO. Sobre esta placa también se encuentra gran parte del estado
de California en los Estados Unidos y gran parte del océano Pacífico. El sur de
Chiapas se encuentra dentro de la placa del CARIBE. Esta pequeña placa contiene
a gran parte de las islas caribeñas y los países de Centro América. Otras dos
pequeñas placas oceánicas conforman el rompecabezas tectónico de México,
COCOS y RIVERA. Estas dos placas son oceánicas y se encuentran bajo el océano
Pacífico.
La placa del Caribe se mueve hacia el este respecto a la de Norteamérica, a
lo largo del sistema de fallas Polochit-Motagua. El movimiento entre estas dos
placas es TRANSCURRENTE, al igual que el movimiento entre la del Pacífico y la
de Norteamérica en el Norte de Baja California. La placa del Pacífico se mueve
hacia el noroeste respecto a Norteamérica. Este movimiento también genera zonas
de EXTENSIÓN entre las placas del Pacífico y Norteamérica bajo el Mar de Cortés.
Entre las placas del Pacífico y Rivera y entre las de Pacífico y Cocos también se dan
movimientos de extensión y transversos. Las placas de Rivera y Cocos chocan con
la placa Norteamericana a lo largo de la Fosa Mesoamericana (F.M.A.). Aquí se
produce una COMPRESIÓN.
- 61 -
Al graficar todos los sismos superficiales (aquellos localizados a
profundidades menores de 40 kilómetros) ocurridos en los últimos 30 años en
México (esferas rojas), la gran mayoría se alinea con las fronteras entre las placas
tectónicas. El roce de las placas a lo largo de sus fronteras es lo que produce la gran
mayoría de los sismos en México y en el Mundo.
Las esferas azules representan los temblores que ocurren a profundidades
mayores de 40 kilómetros. Estos sismos se localizan dentro de las placas oceánicas
que se subducen bajo el continente. Al bajar las placas hacia el interior de la Tierra,
se someten a fuerzas gravitacionales que producen resquebrajamientos de la
corteza. Estas resquebrajaduras se manifiestan como sismos.
8.6.- ¿Dónde ocurren los grandes temblores de México?
El tamaño de un sismo es una función de la región que sufre el
resquebrajamiento. Entre mayor sea el área que se rompe por la acción de las
fuerzas tectónicas, mayor es el tamaño del temblor. Como la mayor área de contacto
entre placas se encuentra en las zonas de subducción, es aquí donde ocurren los
sismos más grandes, no sólo en México, sino también en el Mundo. En México la
zona de subducción comprende toda la costa del Pacífico, entre Puerto Vallarta en el
estado de Jalisco, hasta Tapachula en el estado de Chiapas. A lo largo de esta
extensión se han producido los sismos más grandes que se han registrado durante
este siglo en México.
8.7.- Sismos de Subducción.
La longitud de la ruptura de los grandes SISMOS DE SUBDUCCIÓN que han
ocurrido durante este siglo en México varía de unos 50 kilómetros hasta 200
kilómetros de largo. Estos temblores Interplaca ocurren por el roce entre la placa
Norteamericana y las placas oceánicas de Cocos y Rivera, a lo largo de su zona de
contacto. El sismo más grande que se registró en este siglo fue el del 3 de Junio de
1932, ocurrido en las costas de Jalisco. Este terremoto tuvo una magnitud de 8.2 en
la escala de Richter y una longitud de ruptura de 280 km. Otro sismo importante,
tanto por su tamaño como por los daños producidos fue el sismo de Michoacán del
19 de Septiembre de 1985. Este sismo se reporta con una magnitud de 8.1 y tuvo
una ruptura que cubrió casi toda la costa del estado de Michoacán (una longitud de
180 km). A pesar de que su Epicentro se encontraba a más de 200 kilómetros de la
ciudad de México, fue aquí donde se produjo el mayor daño. Estos sismos de
subducción son sismos someros, se concentran entre los 5 y los 35 kilómetros de
profundidad. Como estos sismos ocurren entre la costa y la Fosa Mesoamericana
(FMA), los más grandes y superficiales llegan a deformar el suelo oceánico durante
la ruptura. Esta deformación súbita del suelo oceánico produce olas de gran tamaño
llamadas Tsunami (Maremoto). El sismo de Colima-Jalisco de Octubre de 1995
produjo un maremoto con olas que llegaron a sobrepasar los 5 metros de altura en
algunos lugares. En esta Figura se notan tres regiones donde no se tiene evidencia
convincente de la ocurrencia de grandes sismos durante este siglo. Estas tres
regiones se encuentran en el Graben el Gordo (GEG), frente a las costas de Colima;
Costa Grande de Guerrero y en Tehuantepec, en el estado de Oaxaca. Estas
regiones se denominan brechas sísmicas por su ausencia de grandes sismos.
Medidas continuas de deformación permitirán definir en un futuro si estas zonas son
- 62 -
Asísmicas (regiones donde la energía se disipa sin producir grandes temblores) o
son potencialmente peligrosos.
Estructura de la zona de Subducción y localización de Sismos profundos en México
- 63 -
8.8.- Sismos Profundos.
Sismos igualmente peligrosos, aunque de menor magnitud ocurren a
profundidades mayores de 40 kilómetros (estrellas rojas), dentro de las placas
subducidas (sismos Intraplaca). Estos SISMOS PROFUNDOS se producen por el
resquebrajamiento de las placas oceánicas de Rivera y Cocos en subducción. Estas
placas en subducción se reconocen como zonas de Benioff (ver la siguiente figura).
Una zona de Benioff es la traza que dejan los sismos al graficarse en sección
transversal. Las placas oceánicas al penetrar el manto terrestre se deforman,
presentando diversas formas en diferentes regiones del país. Bajo Jalisco y Colima,
la placa de Rivera cae abruptamente a un ángulo mayor a 45°. En cambio, bajo
Michoacán y Guerrero, la placa de Cocos se vuelve subhorizontal por cerca de 300
kilómetros de longitud para luego caer abruptamente a un ángulo mayor. Bajo
Oaxaca, la placa de Cocos penetra con un ángulo somero, menor a los 45°, mientras
que bajo Chiapas esta misma placa subduce con un alto ángulo, mayor a los 45°.
Por supuesto, las figuras que aquí se presentan son sólo modelos inferidos de
escasos datos sísmicos y gravimétricos. Las grandes presiones que se encuentran
más allá de los 100 kilómetros de profundidad hacen que los materiales pierdan el
contenido de agua y otros líquidos que al reaccionar químicamente con el manto,
este se vuelve más liviano y sube a la superficie terrestre. Es así como la mayoría de
los volcanes, por donde sale este material caliente del interior de la Tierra, se
encuentra justo sobre aquella parte de la placa en subducción a 100 o más
kilómetros de profundidad.
Durante este siglo han ocurrido importantes sismos en esta región profunda.
Estos terremotos, por estar ubicados bajo la zona más poblada de México (el Eje
Volcánico), han producido graves daños. Recordemos el sismo de 1964 bajo el Río
Balsas, el de 1973 bajo Orizaba, el de 1980 bajo Huajuapan de León y el de 1999
bajo Tehuacán.
8.9.- Sismos Corticales.
Otros sismos significativos que han ocurrido en México durante este siglo son los
SISMOS CORTICALES (estrellas azules). Estos eventos ocurren dentro de la placa
Norteamericana, son sismos Intraplaca muy superficiales (no llegan a sobrepasar los
35 kilómetros de profundidad). Sus magnitudes son considerablemente menores a
las de los sismos de subducción, incluso menores a la de los sismos profundos; sin
embargo, debido a que son superficiales y ocurren principalmente a lo largo del Eje
Volcánico Mexicano, donde se concentra la mayoría de la población en el país,
pueden provocar graves daños. El sismo de Acambay de 1912 tuvo una magnitud de
7.0 y ocasionó grandes daños en los pueblos de Acambay y Tixmadejé en el estado
de México, además provocó algunos daños en la ciudad de México. En 1920 ocurrió
el sismo de Jalapa, el cual provocó graves daños a esta ciudad veracruzana.
- 64 -
8.10.- Otros Sismos Ínter Placa.
Otros sismos importantes que no aparecen en esta figura son los sismos
Interplaca que ocurren entre las placas de Norteamérica y Pacífico, a lo largo de las
fallas de Cerro Prieto e Imperial al norte de Baja California. Estos sismos ocurren a
profundidades muy someras y llegan a alcanzar magnitudes hasta de 7 grados. Un
ejemplo de este tipo de eventos son los sismos, ambos ocurridos el 31 de diciembre
de 1915 y 1934 que sobrepasaron la magnitud de 6.5. Debido a que son sismos
superficiales, pueden provocar grandes daños a las poblaciones cercanas. Las fallas
al norte de Baja California se conectan más al norte con el sistema de fallas de San
Andrés, donde se produjo el sismo de 1906 en San Francisco, California.
8.11.- Sismos en los océanos.
Otros grandes sismos que ocurren en México, pero son de poca importancia para
la evaluación del peligro sísmico en el país, son aquellos que se ubican dentro de las
Zonas de Fractura Oceánicas y a lo largo de las Dorsales. Por su ubicación, bajo el
fondo del mar, muy alejados de las costas, estos sismos no han producido daños
apreciables a las construcciones; sin embargo, algunos han sido sentidos en tierra
debido a su gran magnitud.
Localización de los sismos más importantes en México
- 65 -
8.12.- Un Catálogo de Sismos Moderados y Grandes Ocurridos en
México Durante el siglo XX.
Para comprender la amenaza que representan los sismos a las poblaciones en
México se compiló un catálogo de los sismos moderados y grandes que ocurrieron
en todo el territorio Mexicano durante este siglo XX. Los sismos aquí reportados
sobrepasan la magnitud de 6.5. Es posible que durante este siglo hayan ocurrido
sismos con magnitudes menores que hayan producido daños; sin embargo, estos
daños estarían muy localizados. La mayoría de los sismos que se presentan en este
catálogo no presentaron graves daños a edificio alguno, pero seguramente fueron
sentidos por una buena parte de la población. Como el SERVICIO SISMOLÓGICO
NACIONAL (SSN) se fundó hasta el 5 de setiembre de 1910, la primera parte del
catálogo está incompleta; sin embargo, se incluyen los sismos más significativos
ocurridos
durante
la
primera
década
de
este
siglo.
El catálogo de sismos que aquí se presenta no es uniforme en el sentido de que
las magnitudes reportadas son una mezcla de varias medidas de magnitud. Se
incluyen magnitudes obtenidas de las ondas de cuerpo a un segundo de período
(mb), magnitudes de ondas de cuerpo medidas a períodos mayores de un segundo
(mB), magnitudes medidas con las ondas superficiales (Ms), magnitud de momento
sísmico (Mw) y magnitudes de energía (ME). Aún así, en el catálogo se reporta la
magnitud existente que mejor representa el tamaño del temblor.
Aunque este catálogo no está completo ni es uniforme a magnitud 6.5, no hay
otro catálogo de temblores que mejor describa el peligro sísmico en México. La
mayoría de los sismos aquí mostrados fueron registrados por instrumentos
mecánicos y localizados de forma rudimentaria, por lo que muchas de las
localizaciones Hipocentrales que aquí se presentan son aproximadas. Las mejores
localizaciones son posteriores a 1964 cuando la red mundial de estaciones sísmicas
y la red del S.S.N. permitían, tanto por su cobertura como por la calidad de los
instrumentos, realizar localizaciones más precisas. Igualmente, las mejores
magnitudes son aquellas determinadas a partir de 1976. A partir de este año, la red
sísmica mundial de estaciones digitales permitió la determinación rutinaria de
magnitudes de momento sísmico (Mw), que es la determinación más adecuada del
tamaño de un sismo y la cantidad de energía liberada durante el mismo.
Los sismos moderados y grandes de México son producto de la tectónica de
placas principalmente. Los sismos superficiales (esferas rojas) se concentran a lo
largo de las fronteras entre las placas. Unos pocos de estos sismos ocurren dentro
de la placa de Norteamérica, principalmente dentro del eje volcánico Mexicano, y
otros dentro de la placa del Pacífico, más al oeste de las islas Revillagigedo. Estos
sismos corticales son difíciles de explicar. Varias fuerzas que actúan al interior de las
placas pueden ser tan grandes que activan zonas de debilidad (Fallas) que se
rompen al vencer estas fuerzas la resistencia de la corteza, produciendo sismos de
moderada magnitud. Otros sismos muy comunes, principalmente al sur del país, son
los sismos profundos (esferas azules) que ocurren al interior de las placas
subducidas.
El catálogo que aquí se presenta sólo cubre 100 años de sismicidad de
México, por lo tanto, no representa en su totalidad el peligro sísmico del país.
Algunas regiones del norte y centro del país han sufrido la ocurrencia de sismos
devastadores en el pasado. Ejemplos de estos sismos son el terremoto de Bavispe,
- 66 -
Sonora, del 3 de mayo de 1887, con una magnitud mayor de 7. Igualmente en
Zacoalco, Jalisco, ocurrió un sismo de magnitud mayor de 7 en diciembre de 1568.
Debido a que las fuerzas tectónicas que producen los sismos en el interior de las
placas son mucho menores que las fuerzas que actúan entre las placas, los sismos
corticales son mucho menos frecuentes; que los grandes sismos de subducción. Sin
embargo, aunque de menor magnitud y menos frecuentes, son igualmente
peligrosos que los sismos de subducción o los sismos profundos.
Sismos moderados y grandes en México, el catalogo del siglo XX
8.13.- Algunas estadísticas.
En promedio, en México, ocurren 5 sismos de magnitud mayor o igual a 6.5 cada
4 años, que está de acuerdo con los 160 sismos que se reportan en el catálogo para
los 100 años de historia sísmica del país. Sismos de menor magnitud ocurren con
mayor frecuencia, por ejemplo cada año se registran más de 100 sismos con
magnitudes mayores o iguales a 4.5, mientras que se espera un sismo con magnitud
mayor o igual a 7.5 cada 10 años. Los sismos de subducción son los más
frecuentes, en el catálogo se reportan 78 sismos del tipo de subducción, 45 sismos
profundos, 3 sismos corticales dentro de la placa de Norteamérica y los 34 restantes
ocurrieron a lo largo de las zonas de fractura oceánicas, las dorsales, las fallas en el
norte de Baja California y dentro de la placa del Pacífico.
- 67 -
8.14.- Catalogo de los sismos más fuertes de México (M>6.5)
Año
1900
1900
1901
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1902
1902
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1909
1909
1909
1910
1910
1911
1911
1911
1911
1912
1912
1914
1915
1915
1916
1916
1917
1918
1918
1919
1920
1920
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1921
1922
1925
1925
1925
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17.620
19
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16.500
12
23:10:00
29.000
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24
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17.000
31
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16.700
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16.770
03
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17.800
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17.500
27
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04:21:56
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19.000
04
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20:01:36
18.200
12
04:47:44
24.000
07
07:47:48
19.000
16
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18.000
10
14:14:42
15.500
10
04:39:37
18.260
- 68 -
Lon
-105.000
-105.000
-110.000
-110.000
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-110.000
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-99.720
-101.200
-99.200
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-93.000
-92.000
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-95.000
-100.000
-97.000
-111.000
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-97.000
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-103.300
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-97.990
Prof.
33
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0
0
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0
84
M
7.4
6.9
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7.0
7.0
7.5
7.7
7.1
7.6
6.6
7.1
7.1
7.6
7.1
7.5
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6.9
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6.6
6.9
6.5
6.9
6.5
7.6
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7.5
6.9
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7.2
7.4
7.0
7.0
6.8
6.9
6.8
6.6
6.9
6.4
6.7
7.4
6.5
6.7
6.7
7.0
7.0
6.5
1928
1928
1928
1928
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1931
1931
1932
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08
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25
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06
11
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09:47:18
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10:02:07
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04:55:34
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16:10:40
15:00:44
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17:23:36
17:25:58
10:36:19
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06:32:20
09:42:58
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17.690
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16.830
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16.340
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19.000
19.500
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19.000
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18.750
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14.800
17.250
17.600
14.250
15.000
17.000
15.000
27.000
17.000
18.320
15.000
16.500
17.000
17.000
17.000
17.750
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17.730
- 69 -
-96.100
-96.440
-96.700
-97.610
-97.300
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-105.000
-101.000
-100.000
-105.310
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-113.500
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-115.500
-91.500
-102.940
-101.000
-91.300
-94.250
-101.100
-91.500
-91.500
-101.000
-92.500
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-115.000
-97.650
-91.250
-94.000
-94.500
-98.000
-98.000
-95.250
-106.500
-107.000
-106.000
33
115
33
33
33
0
40
33
33
33
0
0
33
33
33
33
33
33
0
33
0
85
100
33
33
0
0
0
90
33
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50
90
33
80
110
33
0
0
0
95
200
100
130
80
80
100
0
60
0
7.5
6.7
7.6
7.4
7.5
6.7
7.8
8.2
7.8
6.9
6.7
6.7
6.9
6.8
6.6
6.9
6.8
7.0
7.1
6.9
7.3
7.3
6.9
7.4
6.5
6.7
6.7
7.1
6.7
7.6
6.7
7.9
6.7
7.4
6.7
6.7
6.5
7.1
6.8
6.7
6.5
6.7
6.5
6.9
6.9
7.0
6.5
6.9
7.0
6.6
1950
1950
1950
1951
1951
1953
1953
1954
1955
1955
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1961
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1964
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1968
1968
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1970
1970
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1972
1973
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1976
1976
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1979
1979
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10
11
12
12
12
08
12
04
04
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09
02
04
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05
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05
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17
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28
24
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28
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26
13
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30
30
20
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22
15
27
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19:28:23
14:15:50
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11:34:34
15:09:15
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20:15:00
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01:07:21
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10:04:31
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06:30:57
23:17:00
14:36:00
14.300
17.500
17.220
17.000
16.900
14.100
16.400
28.500
25.000
14.000
15.500
31.900
15.520
17.110
17.720
18.260
17.000
13.500
17.250
17.120
29.680
26.320
18.030
16.178
17.249
17.508
16.600
15.231
25.250
25.120
23.105
15.524
14.463
14.608
26.880
18.700
15.541
18.412
18.248
29.304
15.262
17.406
17.036
12.759
16.013
17.397
17.750
17.014
32.784
13.855
- 70 -
-91.800
-100.500
-98.120
-94.500
-98.700
-91.400
-98.850
-113.000
-110.000
-91.000
-92.500
-115.800
-98.250
-99.100
-97.150
-94.430
-94.500
-92.660
-99.580
-99.570
-113.740
-110.280
-100.770
-95.877
-100.070
-100.256
-97.800
-94.775
-109.240
-109.550
-107.990
-99.493
-92.683
-93.260
-110.800
-106.756
-95.040
-103.019
-96.551
-113.468
-89.198
-100.682
-99.745
-87.287
-96.586
-100.895
-101.263
-94.605
-115.657
-90.857
33
0
33
100
33
96
0
0
0
60
200
0
0
33
80
21
150
25
33
33
7
10
55
12
65
62
16
23
15
15
10
21
44
22
14
10
14
24
82
5
13
57
44
49
23
23
25
115
14
64
7.2
6.6
7.2
7.0
6.8
6.7
6.7
7.0
6.6
6.6
6.9
6.7
6.7
7.8
6.8
6.4
6.9
6.6
7.1
7.0
6.5
6.5
7.2
7.4
6.5
6.7
7.3
6.6
6.5
6.7
6.6
6.6
7.3
6.5
6.5
6.6
6.5
7.6
7.3
6.5
7.5
6.5
6.6
6.5
7.6
6.6
7.4
6.9
6.5
6.8
1979
10
27
21:43:26
1980
08
09
05:45:11
1980
10
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14:53:36
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03:22:16
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04
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19:56:53
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06
07
06:52:33
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10:59:40
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01
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03:09:04
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07:07:19
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06
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22:49:44
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14:47:13
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04
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14:29:03
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09
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12:35:05
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09
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19:12:57
1993
10
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07:52:19
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03
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20:51:26
1994
12
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16:17:40
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06
14
11:11:50
1995
09
14
14:04:33
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10
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15:35:54
1995
10
21
02:38:58
1996
02
25
03:08:19
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07
15
21:23:34
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01
11
20:28:26
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05
01
11:37:36
1997
07
19
14:22:09
1998
01
10
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1999
06
15
20:42:04
1999 09 30 16:31:13 16.056 -97.004 39 7.4
13.782
15.879
18.174
18.088
14.276
16.424
16.516
13.346
16.165
14.032
18.419
17.828
18.361
33.083
26.813
13.913
16.795
18.016
14.643
14.800
16.767
15.984
17.980
12.167
16.752
18.993
16.811
15.880
17.500
18.340
18.960
15.860
14.370
18.133
- 71 -
-90.754
-88.505
-98.222
-102.061
-92.074
-98.253
-98.339
-89.368
-95.206
-91.956
-102.468
-101.681
-103.045
-115.983
-110.988
-90.557
-99.275
-105.674
-92.804
-92.687
-98.767
-92.432
-101.520
-88.372
-98.667
-104.245
-93.474
-97.980
-101.120
-102.580
-107.150
-98.260
-91.930
-97.539
65
24
65
21
45
6
19
74
50
35
15
17
22
10
12
74
23
27
47
34
30
160
53
27
21
25
160
15
22
40
15
15
55
63
6.8
6.5
7.1
7.3
6.7
6.9
7.0
7.3
6.8
7.0
8.1
7.6
7.0
6.5
6.6
6.6
6.8
6.5
6.7
7.2
6.6
6.8
6.6
6.5
7.3
8.0
7.1
7.1
6.6
7.1
6.9
6.7
6.6
7.0
9.- CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA
Líneas del campo magnético terrestre. Salen del polo norte magnético hacia el
polo sur
Una brújula apunta en la dirección Norte - Sur por tratarse de una aguja imantada
inmersa en el campo magnético terrestre: desde este punto de vista, la Tierra se
comporta como un imán gigantesco y tiene polos magnéticos, los cuales, en la
actualidad, no coinciden con los polos geográficos.
El Polo Norte Magnético se encuentra a 1800 kilómetros del Polo Norte Geográfico.
En consecuencia, una brújula no apunta exactamente hacia el Norte geográfico; la
diferencia, medida en grados, se denomina declinación magnética. La declinación
magnética depende del lugar de observación, por ejemplo actualmente en Madrid
(España) es aproximadamente 3º oeste. El polo norte magnético está
desplazándose por la zona norte canadiense en dirección hacia el norte de Alaska.
9.1.- Origen del Campo Magnético Terrestre
Se originaría en las corrientes de la región ígnea de la Tierra, como
consecuencia del movimiento de partículas cargadas eléctricamente. Considerando
el tamaño de la Tierra, la velocidad de las partículas cargadas debe ser inferior a un
milímetro por segundo para producir el campo magnético observable.
Otro origen probable son las corrientes de convección que se originan por el calor
del núcleo. Quizás el campo magnético terrestre sea el producto de la combinación
de las corrientes de convección con los efectos de la rotación terrestre.
- 72 -
9.2.- Variaciones del Campo Magnético Terrestre
El campo magnético de la Tierra varía en el curso de las eras geológicas, es
lo que se denomina variación secular. Según se ha comprobado por análisis de los
estratos al considerar que los átomos de hierro contenidos tienden a alinearse con el
campo magnético terrestre. La dirección del campo magnético queda registrada en
la orientación de los dominios magnéticos de las rocas y el ligero magnetismo
resultante se puede medir.
Midiendo el magnetismo de rocas situadas en estratos formados en periodos
geológicos distintos se elaboraron mapas del campo magnético terrestre en diversas
eras. Estos mapas muestran que ha habido épocas en que el campo magnético
terrestre se ha reducido a cero para luego invertirse.
Durante los últimos cinco millones de años se han efectuado más de veinte
inversiones, la más reciente hace 700.000 años. Otras inversiones ocurrieron hace
870.000 y 950.000 años. El estudio de los sedimentos del fondo del océano indica
que el campo estuvo prácticamente inactivo durante 10 o 20 mil años, hace poco
más de un millón de años. Esta es la época en la que surgieron los seres humanos.
No se puede predecir cuándo ocurrirá la siguiente inversión porque la
secuencia no es regular. Ciertas mediciones recientes muestran una reducción del
5% en la intensidad del campo magnético en los últimos 100 años. Si se mantiene
este ritmo el campo volverá a invertirse dentro de unos 2.000 años.
9.3.- Magnetismo Planetario
El magnetismo es un fenómeno extendido a todos los átomos con
desequilibrio magnético. La agrupación de dichos átomos produce los fenómenos
magnéticos perceptibles, y los cuerpos estelares, los planetas entre ellos, son
propicios a tener las condiciones para que se desarrolle un campo magnético de una
cierta intensidad. En el interior de los planetas, la acumulación de materiales
ferromagnéticos (como hierro) y su movimiento diferencial relativo respecto a otras
capas del cuerpo inducen un campo magnético de intensidad dependiente de las
condiciones de formación del planeta. En el mismo siempre se distinguen los dos
polos, equivalentes a los de un imán normal. En el caso de la Tierra, la zona en la
que se mueve está influenciada por el campo magnético solar, pero el propio campo
magnético terrestre crea como una burbuja, la magnetosfera terrestre, dentro del
anterior. Dicha burbuja tiene una capa límite entre su influencia y la solar
(magnetopausa) que es aproximadamente esférica hacia el Sol, y alargada hacia el
sistema solar externo, acercándose a la superficie terrestre en los polos magnéticos
terrestres. La interacción en constante evolución entre ambos campos magnéticos y
las partículas magnéticas provenientes del Sol produce fenómenos como las auroras
(boreales o australes) y la interferencia en las comunicaciones fdsfsdrf
- 73 -
9.4.- El Campo Magnético de la Tierra
Es ampliamente sabido que el planeta Tierra actúa como un gran imán cuyas
líneas de campo geomagnético surgen de un polo (el polo sur magnético) y
convergen en el otro polo (polo norte magnético). El eje longitudinal de este imán
tiene una desviación de aproximadamente 11^o con respecto al eje de rotación. Por
ello, los polos del campo magnético generado no coinciden exactamente con los
polos geográficos.
Este campo geomagnético es producido por la combinación de varios campos
generados por diversas fuentes, pero en un 90% es generado por la parte exterior
del núcleo de la Tierra (llamado Campo Principal o ``Main Field'').
Por otra parte, la interacción de la ionosfera con el viento solar y las corrientes
que fluyen por la corteza terrestre componen la mayor parte del 10% restante. Sin
embargo, durante las tormentas solares (eventos de actividad solar exacerbada)
pueden introducirse importantes variaciones en el campo magnético terrestre.
El campo geomagnético tiene 7 parámetros que lo definen, pero los más
importantes desde nuestro punto de vista son la declinación y la inclinación.
La declinación magnética se define como el ángulo que existe entre el norte
magnético y el norte verdadero (geográfico). Se denota como
y se considera
positivo cuando el ángulo medido está hacia el Este del norte verdadero, y negativo
en caso contrario. En términos prácticos esto significa que si la brújula marca un
rumbo de 115^o, y sabemos que la declinación magnética en ese punto es 4^o E, el
rumbo verdadero serán 119^o.
Es una práctica
presenten líneas que
Dichas líneas son
Adicionalmente, si una
Línea Agónica.
común que sobre las cartas de navegación o los mapas se
unen puntos que tienen la misma declinación magnética.
denominadas Líneas Isógonas o Líneas Isogónicas.
línea corresponde a puntos con declinación 0^o, se habla de
- 74 -
En la figura 5.1 se grafican los valores de declinación magnética para el año 2000.
Figura 5.1: Declinación magnética - Año 2000
Se puede notar que las líneas isógonas pueden tener formas muy variadas. En
particular, fíjese que al sureste de Brasil existe un mínimo local. Esta es una
peculiaridad importante que recibe el nombre de Anomalía del Atlántico Sur.
Por otro lado, la inclinación magnética se define como el ángulo que existe entre el
plano horizontal y el vector de campo magnético, tomando positivo cuando el vector
está apuntando hacia la Tierra (hacia ``abajo''). Este concepto se denota como y
significa que el vector de campo ``sale'' de la Tierra en el polo sur magnético, se va
- 75 -
haciendo paralelo a la superficie terrestre cerca del ecuador, y ``entra'' de nuevo a la
Tierra en el polo norte magnético.
Adicionalmente, es posible unir mediante una línea los puntos que poseen la misma
inclinación magnética, y a tales líneas se les llama isoclinas. En particular, la isoclina
que posee inclinación I = 0^o recibe el nombre de línea aclínica y equivale al
ecuador magnético. La figura 5.2 indica las isoclinas para el año 2000. Como
ejercicio, identifique el ecuador magnético.
Figura 5.2: Inclinación magnética - Año 2000
- 76 -
Figura 5.3: Cambio de posición del polo norte magnético: 2001-2005
- 77 -
Para finalizar esta sección es necesario comentar que la posición de los polos
magnéticos varía a lo largo de los años. Por esta razón se requiere que cada cierto
tiempo se revisen y modifiquen las cartas de navegación y los mapas.
En la figura 5.3 se ilustra cómo ha evolucionado la posición del polo norte magnético
desde el año 2001 hasta el 2005, basándonos en datos proporcionados por
[Geological Survey of Canada, 2005].
Lista de Acrónimos
- 78 -
10.- GRAVIMETRÍA
10.1.- Introducción
El método gravimétrico hace uso de campos de potencial natural igual al
método magnético y a algunos métodos eléctricos. El campo de potencial natural
observado se compone de los contribuyentes de las formaciones geológicas, que
construyen la corteza terrestre hasta cierta profundidad determinada por el alcance
del método gravimétrico (o magnético respectivamente). Generalmente no se puede
distinguir las contribuciones a este campo proveniente de una formación o una
estructura geológica de aquellas de las otras formaciones o estructuras geológicas
por el método gravimétrico, solo en casos especiales se puede lograr una
separación de los efectos causados por una formación o estructura geológica
individual. Se realiza mediciones relativas o es decir se mide las variaciones
laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al otro puesto que en estas
mediciones se pueden lograr una precisión satisfactoria más fácilmente en
comparación con las mediciones del campo gravitatorio absoluto. Los datos
reducidos apropiadamente entregan las variaciones en la gravedad, que solo
dependen de variaciones laterales en la densidad del material ubicado en la
vecindad de la estación de observación.
10.2.- Historia
El método gravimétrico fue aplicado inicialmente en la prospección petrolífera
en los Estados Unidos y en el golfo de México con el objetivo de localizar domos de
sales, que potencialmente albergan petroleo. Luego se buscaron estructuras
anticlinales con este método. El fin del siglo 19 el húngaro Roland von EÖTVÖS
desarrolló la balanza de torsión llamada según él, que mide las distorsiones del
campo gravitatorio causadas de cuerpos de densidades anómalas enterrados en el
subsuelo como de domos de sal o cuerpos de cromita por ejemplo. En 1915 y 1916
se emplearon la balanza de torsión de EÖTVÖS en el levantamiento de la estructura
de un campo petrolífero ubicado en Egbell en la Checoslovaquia antigua. En 1917
SCHWEIDAR levantó un domo de sal ya conocido ubicado cerca de Hanigsen en
Alemania por medio de una balanza de torsión y la estructura deducida y predicha a
partir de esos estudios fue confirmada luego por sondeos.
10.3.- Principio
Ley de gravitación de NEWTON
Si cualquier cuerpo inicialmente estando en reposo cae sin ser estorbado
después un segundo tendrá una velocidad de 9,80m/s en la dirección vertical.
Después de un segundo más su velocidad será: 9,80m/s + 9,80m/s = 19,60m/s. El
aumento de la velocidad vertical de 9,80m/s de un cuerpo cayendo sin ser estorbado
durante cada segundo se denomina aceleración de gravedad o sólo gravedad y se la
expresa como 9,80m por segundo por segundo o es decir 9,80m/s2. El primero
término por segundo indica la velocidad medida como distancia pasada durante un
segundo, el otro por segundo indica la variación de la velocidad de 9,80m/s, que
corresponde a un intervalo de 1s. La aceleración de la gravedad g se debe a la
- 79 -
aceleración gravitatoria, que la tierra ejerce en cada cuerpo, menos la fuerza
centrífuga causada por la rotación de la tierra y dirigida en dirección perpendicular al
eje de rotación de la tierra y hacia fuera. La fuerza total, que actúa en el cuerpo, es
igual al producto de su masa m y de la aceleración de gravedad g. Por consiguiente
la atracción gravitatoria en cualquier lugar de la superficie terrestre tiene
numéricamente el mismo valor como la fuerza gravitatoria ejercida a una masa
unitaria en el mismo lugar.
Según la ley de gravitación de NEWTON los cuerpos de las masas m1 y m2
separados por una distancia r se influyen mutuamente por la fuerza F:
F = f ×((m1 × m2)/r2),
donde m1, m2 = masa del cuerpo 1 o 2 respectivamente,
r = distancia entre los centros de los cuerpos de masa m1 y m2.
f = constante de gravitación = 6,67 × 10-8cm3g-1s-2 = 6,67 × 10-11Nm2/kg2 (N =
kgm/s2). La constante de gravitación f describe la fuerza expresada en N (Newton)
ejercida entre dos cuerpos de masas 1kg, cuyos centros distan 1m entre sí y cuyas
masas están concentradas en sus centros. Se la mide en el laboratorio. En el año
1797 la primera vez CAVENDISH realizó una medición de f resultando en un valor
de f = 6,754 × 10-11Nm2/kg2.
F = m1 × a,
donde m1 = masa del cuerpo 1 en consideración
a = aceleración producida por la masa m1 en su vecindad.
La aceleración debida a un cuerpo de masa m1 en un punto de masa m2 en distancia
r con respecto al centro del cuerpo de masa m1 se obtiene por división de la
ecuación 'F = m1 × a = f × (m1 × m2)/r2' con m2. Por consiguiente: a = f × (m1/r2).
La unidad de la aceleración a es 1cm/s2 = 1 Gal (según Galilei) y 0,001cm/s2 =
1mgal = 10gu (unidades de gravedad).
La unidad de la variación de la aceleración o es decir del gradiente de la aceleración
es 1s-2, 10-8s-2 = 1mgal/km y 10-9s-2 = 1E (Eötvös).
10.4.- El potencial y el campo gravitatorio de la Tierra
El potencial en un punto de un campo dado se define como el trabajo rendido
por la fuerza al mover una masa unitaria desde un punto arbitrario de referencia usualmente ubicándose en una distancia infinita - hacia el punto en cuestión.
El potencial correspondiente al cuerpo de la masa m1 se calcula:
P = -f × m1/r.
- 80 -
La diferencia en los potenciales P2 - P1 describe el trabajo rendido en contra
de la masa m1 al mover una masa unitaria desde el centro del cuerpo m1 al centro
del cuerpo m2.
Las superficies equipotenciales (superficies, que unen todos los puntos del
mismo valor potencial) referidas a este cuerpo de masa m1 son superficies esféricas.
El potencial correspondiente al espacio exterior de una esfera de estructura de
estratos es igual al potencial correspondiente al punto material central, en que está
concentrado la masa total de esta esfera. Este hecho se aplica para describir y
cuantificar el campo potencial gravitatorio de la Tierra.
Dos fuerzas distintas contribuyen al campo gravitatorio de la Tierra. En un
lugar de la superficie terrestre la fuerza gravitatoria neta GN ejercida se constituye de
la fuerza gravitatoria dirigida hacia el centro de la Tierra GT y la fuerza centrífuga GC
dirigida perpendicularmente al eje rotativo y afuera referente a la Tierra. Por
consiguiente GN = GT + GC. La fuerza centrífuga se calcula de la manera siguiente:
GC = mT × aC = mT ×
donde
2
× rT × sen ,
= 90º-ß , ß = latitud geográfica,
= velocidad angular de la rotación de la Tierra = 7,29 × 105s-1, rT = radio de la
Tierra,
mT = masa de la Tierra.
Salvo a los polos, donde aC = 0 debido a b = 0º, la fuerza centrífuga actúa en
todos los demás lugares de la superficie terrestre y es apreciadamente menor en
comparación a GT. Por esto se abrevia la fuerza gravitatoria neta solo con 'g'. En la
medición de la fuerza gravitatoria neta no se puede distinguir entre GT y GC.
La aceleración gravitatoria presente en una dirección definida se obtiene por
diferenciación del potencial con respecto a la distancia en esta dirección. La
superficie caracterizada por valores del potencial constantes se denomina superficie
equipotencial. A lo largo de una superficie equipotencial se puede mover un cuerpo
de un lugar al otro sin esforzarse en o en dirección opuesta a la gravedad. Una
superficie equipotencial es la superficie del mar, aun la fuerza gravitatoria varía a lo
largo de esta superficie mas que 0,5% entre el ecuador y los polos.
10.5.- La forma teórica y la forma geométrica de la Tierra
La forma teórica de la Tierra se describe por medio de la superficie
equipotencial normal de la Tierra coincidente con la superficie del mar y denominada
geoide. En la tierra firme se comprende como geoide la superficie que se asume por
el nivel del agua ubicándose en un canal que atravesaría todo el continente de un
océano al otro. El geoide involucra las variaciones del potencial, que originan entre
otro en la distribución irregular de las masas en y encima de la corteza terrestre. El
geoide se puede describir solo aproximadamente. La aproximación más sencilla es
el esferoide definido por la función esférica, que se interrumpe usualmente después
- 81 -
los términos cuadrados, puesto que los resultados ya se vuelven satisfactorios para
su aplicación en la gravimetría.
La figura geométrica de la Tierra se aproxima gruesamente por una esfera y con
suficientemente exactitud por un elipsoide de rotación. Las reducciones
gravimétricas de los datos gravimétricos observados se basan en un elipsoide de
referencia definido por valores numéricos que especifican el radio ecuatorial de la
Tierra, el coeficiente de aplanamiento, la masa total de la Tierra y por el requisito
que la superficie del elipsoide sea una superficie equipotencial.
Las variaciones entre el geoide (forma teórica) y el elipsoide de rotación se llama las
ondulaciones del geoide y son una medida para la distribución irregular de las masas
con respecto al elipsoide de rotación. Una ondulación de geoide positivo indica un
exceso de masa, una ondulación de geoide negativo implica un déficit de masa.
10.6.- Gravedad normal g0
La gravedad normal g0 o es decir el campo gravitacional normal de la Tierra se
refiere al elipsoide de rotación, se la calcula con la formula siguiente:
g0 = 978, 049 (1 + 0,0052884sen2
geográfica.
- 0,0000059sen22 ), donde
= latitud
Esta formula, llamada formula internacional de gravedad se basa en un valor
absoluto de g = 981,274cm/s2 (Gal) medido por KÜHNEN y FURTWÄNGLER en
Potsdam en 1906. La formula fue adoptada por la Unión Internacional de Geodesía y
Geofísica en 1930.
Hoy día los levantamientos gravimétricos se reducen comúnmente aplicando la
fórmula de gravedad de 1967 basada en el sistema de referencia geodésico de 1967
la cual en su forma más sencilla es (según DOBRIN & SAVIT, 1988):
- 82 -
g0 = ge ((1 + k sen2 )/ (1-e2sen2 )), donde
g0 = aceleración normal de gravedad en Gal en la superficie del elipsoide de
referencia
= latitud geográfica
ge = 978,03184558 Gal
k = 0,00193166338321
e2 = 0,00669460532856
En la tabla siguiente se presenta algunos valores de la gravedad normal g0 y de la
variación de la aceleración de la gravedad correspondientes a distintas latitudes ( ).
Latitud
geográfica b
en º
Gravedad normal g0
en mgal según
fórmula de 1930
Gravedad normal en
mgal según fórmula de
1967
Aceleración de
gravedad en mgal/km
según GASSMANN &
WEBER (1960)
0
15
30
45
60
75
90
978049,0
978394,0
979337,8
980629,4
981923,9
982873,4
983221,3
978031,8456
978377,803
979324,0193
980619,498
981916,9488
982868,902
983217,7279
0
0,406
0,704
0,812
0,704
0,406
0
La diferencia entre los valores máximos observados en los polos y los valores
mínimos observados en el ecuador es alrededor de 5,3 Gal o 5300 mgal
respectivamente. Los valores máximos de la gravedad normal observados en los
polos se deben a la ausencia de la fuerza centrifuga en estos puntos y al
aplanamiento de la Tierra.
Un cuerpo cayendo sin ser estorbado encima de uno de los polos aumenta su
velocidad en la dirección vertical más rápidamente que el mismo cuerpo cayendo
encima del ecuador hacia el suelo. Expresado en variaciones de masa un cuerpo de
1g de masa pesa casi 5mg más en los polos que en el ecuador.
- 83 -
La gravedad no es la misma en toda la superficie terrestre, va variando de
forma que en unos sitios te puedes sentir ligeramente más pesado que en otros.
El mapa de esta imagen nos muestra en términos exagerados donde la
gravedad terrestre de la Tierra es más fuerte y más débil. Una manchita de baja
gravedad puede verse justo en la costa de la India , mientras una de alta ocurre en
el Sur del Océano Pacífico.
La causa de estas irregularidades es desconocida ya que las características
actuales de la superficie no parecen ser el motivo. Los científicos tienen la hipótesis
que los factores más importantes radican en la profundidad de las estructuras
subterráneas y pueden referirse a la apariencia de la Tierra en un pasado lejano.
- 84 -
10.7.- Sismógrafo
Se trata de un instrumento que detecta las ondas sísmicas que los terremotos
o explosiones generan en la tierra.
El primer sismógrafo conocido se construyó en China, alrededor del año 130
d.C. Consistía en una vasija de bronce que contenía seis bolas en equilibrio en las
bocas de seis dragones situados alrededor de la vasija. Si una o más bolas se caía
de la boca de los dragones se sabía que había habido una onda sísmica.
Existen distintos tipos de sismógrafos, pero la mayoría dependen, de alguna
forma, del principio del péndulo. En un sismógrafo simple para grabar movimientos
horizontales de una estructura sujeta firmemente al suelo, se cuelga mediante un
alambre un objeto pesado con un lápiz en la parte inferior. El lápiz está en contacto
con un tambor giratorio unido a la estructura. Cuando una onda sísmica alcanza el
instrumento, el suelo, la estructura y el tambor vibran de lado a lado, pero, debido a
su inercia, el objeto suspendido no lo hace. Entonces, el lápiz dibuja una línea
ondulada sobre el tambor.
10.8.- Historia De Los Sismógrafos
El sismógrafo es un instrumento que registra el movimiento del suelo causado
por el paso de las ondas sísmicas producidas por un sismo. Los sismógrafos fueron
ideados a fines del siglo pasado y perfeccionados durante este siglo hasta alcanzar
un alto grado de perfeccionamiento electrónico; sin embargo, su principio básico no
ha cambiado.
En realidad, la existencia de los sismógrafos data de los siglos VIII-XI y fueron
ampliamente utilizados en la República de China. Estos sismógrafos consistían
básicamente de una figura de dragón de cuatro cabezas en cuyas bocas se
colocaban bolas metálicas en equilibrio inestable. Al producirse un sismo y la llegada
de las ondas sísmicas, la bola correspondiente a la dirección de llegada caía,
indicando así la ocurrencia de los sismos y la dirección de la cual procedían. En las
figuras siguientes se muestra una serie de fotografías de los varios tipos de
sismógrafos construidos por los chinos (Figura 1, Figura 2 y Figura 3 ).
A mitad del siglo XIX, se inició la construcción de los primeros sismógrafos
basados en el principio simple de oscilación de un péndulo. En general, estos
péndulos eran de oscilación vertical y consistían en una masa pendiente de un
muelle que registra su movimiento usando un estilete adosado a la masa y que
dejaba una huella sobre una placa de cristal ahumado. A este tipo de instrumentos
se les llamó sismoscopios debido a que no contaban con control de tiempo.
A fines del siglo pasado se introdujo en estos aparatos el control del tiempo,
siendo entonces sus registros continuos sobre un papel ahumado adosado sobre un
tambor. En 1890, John Milne introdujo el concepto de péndulo inclinado en el cual
los periodos de oscilación se incrementaban considerablemente para longitudes de
péndulo reducidos. En 1915 con J. Shaw, Milne construyó un sismógrafo cuya masa
de 0.5 kg permitía obtener periodos de 18 segundos y amplificaciones del orden de
- 85 -
200. Un modelo similar fue desarrollado por Omori, el mismo que tuvo gran
aceptación en Europa.
Hacia el año 1900, E. Wiechert desarrollo un sismógrafo de respuesta
horizontal con un péndulo invertido que registraba las dos componentes con una
sola masa de 1kg y 1.5kg, permitiendo alcanzar amplificaciones de 200 veces para
un periodo de 12 segundos. En 1922 J. Anderson construye un sismógrafo de
menores dimensiones que considera una masa que oscila por torsión de una fibra
metálica; siendo este dotado de un registro fotográfico que alcanzaba
amplificaciones de 2,800 veces para un periodo de .8 segundos.
Estos modelos de sismógrafos son puramente mecánicos y su amplificación
se logra mediante un sistema de palancas o por deflexión de un haz de luz. En 1906,
B. Galitzin desarrolla el sismógrafo electromagnético, el mismo que añade a la masa
una bobina que se mueve en el campo magnético creado por un imán. La corriente
generada por esta bobina pasa a un galvanómetro para registrarse en papel
fotográfico mediante un haz de luz, llegándose a obtener amplificaciones de 1000
para periodos de 12 segundos.
En los años 30, Hugo Benioff desarrolla un sismógrafo basado en la variación
de la reluctancia del sistema; es decir, variar el espacio existente entre un imán
permanente y una armadura metálica provista de una bobina que rodea al imán.
Este tipo de sismógrafo alcanza un periodo de 1 segundo y una amplificación de
100,000. Finalmente, para periodos largos M. Ewing desarrolla un sismógrafo de 1530 segundos de periodo para el sismómetro y de 100 segundos para el
galvanómetro. El sistema de amplificación resultante fue de 750 y 6000 para
periodos entre 10-20 segundos. Estos dos últimos tipos de sismógrafos
constituyeron la WORLD WIDE SEISMOLOGICAL STATION NETWORK (WWSSN).
En sismometría, es importante considerar el control del tiempo lo más exacto
posible. Hasta el año de 1950 en promedio, los observatorios sismológicos utilizaban
relojes de péndulo con contactos eléctricos para registrar señales de minuto sobre
los sismogramas. A fin de evitar derivas horarias, estos relojes se ajustaban
periódicamente al tiempo universal del servicio horario de los observatorios
astronómicos. Desde el año 1953 aproximadamente, se puede decir que se
generaliza el uso de relojes controlados por cristal de cuarzo alcanzándose en sus
inicios derivas en el tiempo del orden de 10-4 segundos por día.
- 86 -
10.9.- Concepto De Un Sismógrafo
Para obtener el registro del movimiento del suelo es necesario tener como
referencia un punto fijo al cual tendríamos que referirlo, lo cual sería imposible por
cuanto el punto fijo se movería junto con el suelo. A fin de salvar esta dificultad
habría que recurrir al principio de inercia de cualquier cuerpo y por el cual todos los
cuerpos tienden a resistirse al movimiento o a variar su velocidad. Por lo tanto, el
movimiento del suelo puede ser medido en función de una masa suspendida por
algún elemento que le permita mantenerse en reposo con respecto al suelo. El
mecanismo más simple considera una masa suspendida de un resorte que esta
atado a un soporte anclado al suelo. Cuando el resorte se agita al paso de las ondas
sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo
punto de reposo y cuando sale del mismo, tiende a oscilar. Es lógico pensar que la
oscilación posterior del péndulo no reflejaría el real movimiento del suelo; por lo
tanto, hay que amortiguarlo. En los sismógrafos antiguos el amortiguamiento era
realizado utilizando aceite y hoy en día se logra con el uso de bobinas o imanes que
amortiguan la oscilación libre de la masa.
Si se adhiere a la masa suspendida un pincel o lápiz a fin de que inscriba en
un papel sobre un cilindro que gira a tiempo constante, se registraría una
componente del movimiento del suelo. En este caso, puede ser un sismógrafo de
componente vertical tal como se muestra en la Figura. El papel o lámina sobre el
cual se registra el movimiento del suelo se llama sismograma. Debido a que el
movimiento del suelo se realiza en tres dimensiones, es necesario registrarlo
además de la componente vertical, en componentes horizontales con péndulos que
oscilan en dirección similar al giro de una puerta con el eje ligeramente inclinado a
fin de lograr mayor estabilidad en su movimiento.
Tal como se indicó, el movimiento del suelo con respecto a la masa
suspendida se registraba inicialmente por medio de una pluma que inscribía en un
tambor giratorio. Luego se implemento el registro en papel fotográfico o sobre
película. Actualmente, el registro de los datos se realiza en medios magnéticos
(cintas) o en sistemas digitales mejorando la calidad de los mismos. Asimismo, el
control de tiempo es realizado mediante relojes satélites o los ya comunes GPS.
10.10..-Tipos De Sismógrafos
El principio físico de todos los tipos de sismógrafos se basa en la propiedad
física de un péndulo (masa suspendida de un hilo) que al producirse el movimiento
del suelo, este se desplaza con respecto a la masa suspendida en virtud de su
inercia. Todos estos movimientos deben ser registrados en función del tiempo y
dependiendo del tipo de movimiento al cual son sensibles (velocidad,
desplazamiento o aceleración). La sismometría considera tres tipos de sismógrafos:
mecánico, electromagnético y de banda ancha.
Sismógrafos Mecánicos: Este sismógrafo es el más simple y esta constituido por un
elemento detector del movimiento (sismómetro) y un sistema de palancas que
amplifican dicho movimiento. El sismómetro vertical más simple esta formado por
una masa (m), suspendida por un muelle de constante elástica (k) y con una
amortiguación viscosa de constante c, tal como se muestra en la Figura adjunta.
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Cuando el soporte anclado a la superficie de la tierra recibe una excitación x(t), la
masa se mueve con un movimiento y(t), de tal manera que el desplazamiento
relativo de la masa con respecto al soporte es:
z(t) = y(t) – c(t)
Sismógrafos Electromagnéticos. La única variación de este sismógrafo en relación al
anterior, es que el desplazamiento de la masa produce el movimiento relativo de una
bobina en el campo magnético de un imán. En este caso la parte móvil es el imán y
en otros la bobina. Al producirse el movimiento del suelo se genera corriente en la
bobina proporcional a la velocidad (f ) de movimiento del suelo, la cual pasa por un
galvanómetro y produce una cierta deflexión del espejo. Ahora, si se ha hecho incidir
un haz de luz sobre el espejo unido al hilo del galvanómetro, éste sufrirá una
desviación q , que recogida en un papel fotográfico proporciona el movimiento del
sismómetro, tal como se ilustra en la figura adjunta.
A fin de conocer la respuesta de todo el sistema debe considerarse por
separado el del sismómetro y del galvanómetro. Para el segundo debe considerarse
además, una nueva fuerza generada por la corriente I en la bobina que crea una
fuerza de reacción cuyo momento con respecto al centro de suspención es –GI (G
es el flujo de inducción). La corriente generada por la bobina pasa por el
galvanómetro mediante un circuito de tal manera que la corriente i que pasa por la
bobina del galvanómetro es menor que I. En resumen, se tiene que un movimiento
angular del sismómetro (f ), producido por un desplazamiento vertical x del suelo,
genera una corriente que mediante un circuito pasa a la bobina del galvanómetro
produciendo una deflexion q . El producto de ambas curvas de amplificación es
equivalente al total del sismógrafo electromagnético.
Sismógrafos de Banda Ancha. Por lo general, los sismógrafos eran de dos
tipos o registraban información sísmica en dos diferentes rangos de frecuencia,
periodos cortos (1 seg) y periodos largos (15-100 seg). El primero adecuado para
sismos que ocurren en el campo cercano y los segundos en el campo lejano. Sin
embargo, después de los años 70 se construyeron instrumentos que permitían
registrar mayores rangos de frecuencia y que incluían los registros de periodo corto
y largo; es decir, entre 0.1-100 segundos. Estos sismógrafos se llaman de Banda
Ancha. Este adelanto en la sismometría se logró gracias a los progresos
conseguidos en el modo de registro (registros magnéticos digitales) y en el
desarrollo del sismómetro de balance de fuerzas de Wieland y Strekeisen (1983). A
fin de registrar esta información digital, se hace uso de convertidores analógicodigital de 12, 16 y 24 bits que permiten cubrir rangos dinámicos del orden de 140 db
(1/10000000). Esta característica permite que el instrumento únicamente se sature
con sismos de M>5 para el campo cercano (10 km de distancia epicentral) o por un
telesismo a 30 grados de distancia con M>9. A fin de salvar el problema de
almacenamiento de información, ya que si la señal se muestrea a 20 Hz en una
semana se tendría 100 Mbytes, se cuenta con cintas magnéticas y discos ópticos.
Sismógrafos de Deformación: Construido en los años 30 por H. Benioff a fin
de medir las deformaciones que tienen lugar en la superficie de la tierra. Es decir,
variaciones lineales entre dos puntos fijos. El instrumento consta de un tubo de
cuarzo de 10 a 100 metros de longitud cuyo extremo se encuentra rígidamente unido
- 88 -
a un pilar y el otro libre a una distancia (d) de otro pilar. La distancia d se mide con
un transductor de tipo capacitativo o transductor de velocidad que puedan detectar
cambios del orden de 1m m para una barra de longitud igual a 100 metros
proporcionando una sensibilidad en deformación del orden de 10-11.
Acelerógrafos: En las proximidades del hipocentro de un sismo, el paso de las ondas
sísmicas produce desplazamientos, velocidades y aceleraciones elevadas
dependiendo de la magnitud del sismo y de su distancia epicentral. Esta zona
llamada "campo cercano" es de interés para ingeniería sísmica ya que aquí se
producen los mayores daños en las estructuras. Debido a las altas frecuencias que
se generan (0.05-0.10 segundos) solo pueden ser registrados correctamente con los
acelerógrafos. Este sistema no registra en continuo y generalmente se activa al ser
excitado por una onda sísmica que se registra a alta velocidad en película, cinta
magnética o disco digital. Durante el registro de la aceleración de un sismo,
paralelamente se realiza el registro del tiempo. A partir de esta información puede
obtenerse mediante integración registros en velocidad y desplazamiento en el
campo próximo.
- 89 -
11.- HIDRÓFONOS Y GEOFONOS
Un hidrófono es un transductor de sonido a electricidad para ser usado en agua o en
otro líquido, de forma análoga al uso de un micrófono en el aire. Un hidrófono
también se puede emplear como emisor pero no todos los hidrófonos tienen esta
capacidad.
11.1.- Historia
El primer sonar operativo fue construido por Reginald Fessenden en los Estados
Unidos en 1914. Este dispositivo empleaba un oscilador de cobre electromagnético
que emitía un ruido de baja frecuencia, a continuación conmutaba a un modo de
escucha para recibir el eco. Debido a este tosco modo de operación no era
demasiado preciso en la determinación de la dirección del blanco.
El primer dispositivo denominado hidrófono fue desarrollado cuando la tecnología
maduró y se emplearon ondas ultrasónicas que mejoraban la capacidad de
detección. Los ultrasonidos se generan mediante un mosaico de cristales de cuarzo
delgados pegados entre ellos por láminas de acero de forma que se obtienen
frecuencias de resonancia por encima de 150 KHz.
Los hidrófonos son una parte importante del sonar usado para detectar submarinos
tanto por barcos de superficie como por otros submarinos.
11.2.- Hidrófonos Direccionales
Un único transductor cerámico y cilíndrico puede conseguir una recepción
omnidireccional casi perfecta. Los hidrófonos direccionales mejoran la sensibilidad
en una dirección usando básicamente dos técnicas:
11.3.- Reflector
Este método usa un único elemento transductor con un disco o un reflector acústico
de forma cónica para enfocar adicionalmente las señales. Este tipo de hidrófono se
puede fabricar a partir de hidrófonos omnidireccionales de bajo coste, pero se debe
usar de forma estacionaria, puesto que el reflector impide su movimiento a través del
agua.
11.4.- Matrices
Varios hidrófonos se pueden montar en una agrupación de modo que puedan sumar
las señales en una dirección mientras que se cancelen en otras.
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11.5.- Geofísica
Los hidrófonos son usados por geólogos y geofísicos para la detección de energía
sísmica.
11.6.- Geófonos
Generalmente en la superficie terrestre firme se detecta el movimiento de las
partículas generado por una fuente energética relacionando la velocidad de las
partículas con el tiempo. El geófono es la unidad en contacto directo con la
superficie terrestre, que convierte el movimiento de la Tierra generado por un tiro por
ej. en señales eléctricas. Casi todos los geófonos empleados para la prospección
sísmica a partir de la superficie terrestre firme son de este tipo electromagnético. Las
señales se introducen en un sistema instrumental, que entrega la presentación de la
información geológica del subsuelo como producto final. Usualmente esta
presentación es una sección por el subsuelo a lo largo de un perfil, que se basa en
los datos detectados y corregidos. En operaciones submarinas se observa la
variación de la presión, que resulta del paso de las ondas sísmicas por el agua. El
instrumento de detección empleado es el hidrófono. A partir de la superficie terrestre
firme en la refracciones sísmica se utilizan los geófonos sensibles a vibraciones
entre 5 y 100 ciclos per segundos (cps), en las reflexión sísmicas se utilizan los
geófonos sensibles a vibraciones entre 10 y 150 cps.
El geófono sólo responde a la componente vertical del movimiento del suelo.
Los geófonos funcionan según los mismos principios que aquellos de los
sismógrafos, que se emplean para el registro de las ondas sísmicas generadas por
un terremoto o un temblor. Como se quiere registrar los movimientos del suelo de un
orden de 10-8cm = 10-10m = 0,1nm los geófonos están equipados con amplificadores
y registros eléctricos. Se distinguen los siguientes tipos de geófonos : los geófonos
electromagnético, de reluctancia variable, de capacidad, piezoeléctrico o tipo de
presión.
11.7.- Geófono Electromagnético
El geófono electromagnético es el más sencillo y el más empleado de los varios
tipos de geófonos. Se constituye de una bobina y de un imán. Uno de estos dos
elementos está fijado rígidamente con respecto a la superficie terrestre de tal
manera, que se moverá junto con la superficie terrestre en repuesta a los
movimientos sísmicos. El otro es el elemento inerte y cuelga sujetado por un resorte
en un soporte fijo. En la figura siguiente la bobina está sujetada rígidamente con
respecto a la superficie terrestre y el imán, que cuelga sujetado por un resorte en el
cajón, es el elemento inerte. Cualquier movimiento relativo entre la bobina e el imán
produce una fuerza electromotriz entre los terminales de la bobina. El voltaje
correspondiente a esta fuerza electromotriz es proporcional a la velocidad del
movimiento. En la mayoría de los geófonos construidos para la prospección sísmica
(véase fig.) la bobina presenta el elemento inerte y el imán forma una parte del cajón
, que se mueve, si la superficie, en que se ubica el cajón, se mueve. La sensibilidad
del geófono depende de la fuerza del imán, de la cantidad de espiras de la bobina y
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de la configuración del sistema. El tamaño de los geófonos electromagnéticos no
sobresale la altura de 10cm.
11.8.- Geófono de Reluctancia
El geófono de reluctancia variable (véase fig.siguiente) se constituye de un sistema
de bobina y armadura, siendo el elemento inerte y de una pareja de imanes
permanentes alineados en oposición magnética y separados entre sí por un espacio
de aire. Los imanes, que están unidos con una caja por medio de un resorte
presentan el elemento rígido moviéndose con las partículas de la superficie terrestre
debido a un evento sísmica. En la posición del equilibrio los dos entrehierros son
iguales y los circuitos magnéticos de los imanes superior e inferior al tener fuerzas
electromotrices opuestas, pero del mismo valor se anulan exactamente, no pasa un
fluido electromagnético por la armadura. En un desplazamiento de su posición de
equilibrio los dos entrehierros no son iguales y la reluctancia del circuito magnético
formado por el imán superior y la armadura no es igual a la reluctancia del circuito
generado por el imán inferior y la armadura. Por lo tanto pasará un flujo
electromagnético por la armadura y la bobina producirá una fuerza electromotriz a
medida que este flujo varíe. El máximo de variación tiene lugar cuando la armadura
pasa por la posición de equilibrio y el voltaje inducido tiene su valor máximo. En la
posición del desplazamiento máximo el voltaje es cero. Este tipo de geófono
responde a la velocidad, por consiguiente su señal de salida está desfasada 90° con
respecto al desplazamiento de las partículas moviéndose debido a un evento
sísmico.
- 92 -
11.9.- Geófono de Capacidad
En este geófono (véase fig. siguiente) el elemento inerte, una masa está fijada a una
de las placas de un condensador y la otra placa del condensador es fijo con respecto
al suelo. El movimiento del suelo causa una variación de la capacidad del
condensador y por consiguiente se produce una variación de la capacidad del
condensador. En un tipo de estos geófonos la capacidad variable altera la
sintonización y por lo tanto la potencia de salida de un circuito oscilatorio. En un otro
tipo la variación de la capacidad regula el voltaje de rejilla del primer paso de un
amplificador, como lo sucede en un microscopio electrostático. La salida de corriente
es proporcional al desplazamiento, si la frecuencia natural está por debajo de la
gama de frecuencias sísmicas que hayan de ser registradas.
- 93 -
11.10.- Geófono Piezoeléctrico
En el geófono piezoeléctrico (véase fig. siguiente) un peso descansa sobre una
batería de placas hechas de algún material piezoeléctrico sensible a la presión tal
como cuarzo, turmalina, titanito de bario, que fueron cortados paralelamente a sus
ejes ópticos o como un material cerámico de la misma característica. Una
aceleración del suelo hacia arriba como está indicado en la figura siguiente
aumentará el peso aparente de la masa y en consecuencia subirá la presión, que
actúa en los cristales piezoeléctricos. Una aceleración del suelo hacia abajo
disminuirá el peso aparente de la masa, y en consecuencia la presión ejercida a las
placas. La variación de la presión induce variaciones de voltaje en las placas. Se
mide las aceleraciones en lugar de los desplazamientos (geófono de capacidad) o
de las velocidades (geófonos electromagnético y de reluctancia).
- 94 -
11.11.- Frecuencia Natural Y Amortiguamiento de los Geófonos
Cada detector sísmico sea construido para detectar terremotos naturales o para
registrar las ondas sísmicas generadas en la prospección sísmica, se caracteriza por
un período de oscilación natural, que depende de la masa y de la fuerza
restauradora de la suspensión elástica del resorte. En un geófono electromagnética
el período de oscilación natural T depende de la masa m del elemento inerte (en la
fig.4-1 el imán, en el segundo ejemplo la bobina) y de la flexibilidad del resorte k
(stiffness coefficient). La flexibilidad del resorte se expresa por medio de una
constante de proporcionalidad, que relaciona la fuerza, que actúa en el resorte, con
la elongación correspondiente a esta fuerza. La fórmula siguiente expresa la relación
arriba explicada:
T = 2x(pi) (m/k)-½, donde T = período de oscilación natural, m = masa del elemento
inerte (imán o bobina), k = flexibilidad del resorte.
La frecuencia es el recíproco del período, por consiguiente vale:
f = 1/T = 1/[(2xpi)(k/m)-½]
Con un amortiguamiento pequeño del geófono, cualquier impulso sísmico
introducido y causando un movimiento del resorte genera una señal de salida
oscilatoria con una frecuencia, que es el recíproco del período de oscilación natural.
Pero de este modo no se acentúa la repuesta a una señal introducida en el geófono
- 95 -
como es deseable para la detección de ondas sísmicas. Introduciendo un
amortiguamiento propio (una fricción interna) se puede aproximar la repuesta del
geófono a todas las frecuencias mayores que la frecuencia de resonancia del
geófono. En este modo la señal de salida del geófono da una representación de alta
fidelidad con respecto al movimiento de la superficie terrestre. En los geófonos
antiguos se realizaron el amortiguamiento del geófono por el arrastre viscoso de una
lámina metálica sumergida en aceite para producir un amortiguamiento mecánico
viscoso. En los geófonos dinámicos modernos se emplea un amortiguamiento
eléctrico suprimiendo la oscilación mecánica por medio de corrientes parásitas.
Generalmente los geófonos empleados en la prospección sísmica son
caracterizados por repuestas de forma somera. En circunstancias, en que la
detección de un señal distinto (como este por ej., que corresponde a la primera
interfase en la refracción sísmica) es de importancia mayor en comparación al
registro de la forma de onda, y si este señal es superpuesto por un fondo de alto
nivel, ‘sharp tuning’ del detector con respecto a la frecuencia dominante de la señal
esperado puede ser la única manera para observar el señal de mayor importancia.
El diagrama fig.4-6 ilustra unas curvas características para la repuesta de un
geófono como una función de la frecuencia del movimiento de la superficie terrestre
y del amortiguamiento. Estas curvas se obtiene colocando el geófono en una mesa
oscilante, que se deja oscilar a varias frecuencias. El eje y del diagrama (fig. 4-6)
representa las señales de salida normalizadas (es decir el eje y presenta el cociente:
salida de voltaje dividida por la salida, que se obtendría por medio de una excitación
con la misma amplitud de velocidad y con una frecuencia mucho mayor que la
frecuencia natural), al eje x corresponde el cociente siguiente: frecuencia de la
señal/frecuencia de la oscilación natural del geófono. Teoréticamente la ausencia de
amortiguamiento resulta en una repuesta infinita a la resonancia. La curva superior
corresponde a un sistema sin amortiguamiento, en los sistemas con
amortiguamiento representados por las curvas inferiores del diagrama la altura y la
agudeza de los altos de las curvas se disminuyen con el grado de amortiguamiento
subiendo. El grado máximo de amortiguamiento que se puede aplicar sin destruir el
carácter oscilatorio de la repuesta se denomina amortiguamiento crítico. Un sistema
amortiguado por la mitad de su valor critico (curva con h = 0,5) es caracterizado por
una curva con un alto, lo cual se produce a una frecuencia más elevada que la
frecuencia natural. Muchos geofísicos consideran este grado de amortiguamiento
muy adecuado para los geófonos empleados en las reflexiones sísmicas. Con un
amortiguamiento 0,707 veces el valor crítico el alto desaparece y la salida del voltaje
aumenta suavemente al aumentar la frecuencia, aproximándose asintóticamente a
su valor máximo. La curva para un amortiguamiento critico sigue una marcha
análoga.
Si se emplease un geófono con frecuencia natural de 6Hz como es común en las
reflexiones sísmicas con frecuencias dominantes alrededor de 30Hz, no habría
necesidad de regular el amortiguamiento con tanto cuidado como en un geófono de
la misma frecuencia natural de 6Hz empleado en la refracción sísmica, en la cual se
encuentran frecuencias tan bajas como de 5Hz.
La frecuencia natural del geófono se puede manipular por medio del resorte de un
cierto valor k (= flexibilidad del resorte), que entra en la fórmula para calcular la
frecuencia. Se elige la frecuencia natural del geófono teniendo en cuenta la
- 96 -
frecuencia mínima de la señal a detectar. En los tiempos pasados en las reflexiones
sísmicas se han preferido restringir las frecuencias a las partes elevadas de la gama
total pasada por la Tierra y suprimir las frecuencias bajas (que podrían ser asociadas
con el ruido del fondo). De tal modo se ha utilizado el geófono mismo como un filtro
de paso alto y las frecuencias naturales comunes de los geófonos se ubicaron a
30Hz o más. Hoy día se suprime el ruido de fondo colocando los tiros en una forma
adecuada y por medio de la configuración de los geófonos. Por esto se puede utilizar
geófonos de frecuencias naturales menores por ej. de 20Hz, de 8 y 6 Hz en las
reflexiones sísmicas, que pueden detectar las señales de frecuencias más bajas
procedentes de las formaciones geológicas de la corteza terrestre más profundas. El
mercado ofrece los geófonos adecuados para las reflexiones sísmicas con una
gama de frecuencia natural desde 4,5 y 100Hz.
En la refracción sísmica generalmente se emplea geófonos con frecuencias
naturales menores de 10Hz (normalmente menores de 5Hz con la excepción de los
geófonos empleados en configuraciones de larga distancia entre tiro y geófono).
Generalmente se agrupa varios geófonos (grupos de 24, 48 0 96 geófonos), de tal
modo que se puede sumar las salidas de todos los geófonos del grupo.
11.12.- Características De La Sísmica De Refracción Y De
Las Reflexiones Sísmicas
Sísmica de refracción
•
•
•
•
Método más antigua.
Perfiles de 100km de longitud y más.
Mayor distancia entre tiro y geófonos
El parámetro relevante es la velocidad de las ondas correspondiente a
una capa litológica. Es decir una interfase caracterizada por una variación en
la densidad de las rocas, donde la velocidad de las ondas no cambia, no se
detecta aplicando la sísmica de refracción. Las velocidades correspondientes
a las diferentes capas, en que se propagan las ondas sísmicas, se obtienen a
través de la sísmica de refracción.
•
Se emplea energía de frecuencia baja entre aproximadamente 1 a
25Hz. Las frecuencias dominantes están entre 5 y 20Hz.
•
Se emplea geófonos de frecuencia natural normalmente menores a 5
Hz, sensibles a vibraciones de 5 a 100Hz.
•
La configuración de los geófonos es relativamente sencilla.
•
El procesamiento de los datos y su interpretación es difícil.
•
Se la aplica en la detección de capas profundas, en el estudio de la
estructura interna de la Tierra, en los principios de la prospección petrolífera
antes de 1930, en áreas de morfología pronunciada, en áreas con una capa
de referencia de alta velocidad está cubierta por capas de velocidades
menores.
- 97 -
Las reflexiones sísmicas
•
•
Método más moderno y más común.
Generalmente los perfiles se constituyen de agrupaciones de geófonos
de 300m a 5000m de longitud. La longitud de la agrupación de geófonos
determina la longitud del horizonte de reflexión cubierto: longitud del horizonte
de reflexión cubierto = media longitud de la agrupación de geófonos instalada
en la superficie. Se alcanza estructuras ubicadas en profundidades hasta
10km. Por recubrimientos múltiples se puede cubrir continuamente el
horizonte de reflexión.
•
Menor distancia entre tiro y geófonos.
•
Se determina la impedancia = producto de la velocidad y la densidad
correspondiente a una capa. Se obtiene informaciones acerca de la geometría
de las formaciones geológicas (localización de interfases).
•
Se emplea energía sísmica de frecuencia alrededor de 30Hz. Las
frecuencias dominantes están en el rango de 15 a 50Hz.
•
Se emplea geófonos de frecuencia natural de 6Hz o más, sensibles a
vibraciones entre 10 y 150Hz.
•
La configuración de los geófonos es relativamente compleja.
•
El procesamiento y la interpretación de los datos son más sencillos en
comparación a la sísmica de refracción.
•
Se las aplica en la sísmica marina, en la prospección petrolífera, en la
prospección minera y en la sísmica subterránea.
- 98 -
CONCLUSIONES
Desde la creación del sistema solar. Sabemos que la creación del planeta tierra ha
tenido un inicio algo dramático al igual que los demás planetas y pasando por su
condensación de los materiales que la formaron dando así eras geológicas de la
tierra y que se han estudiado poco a poco para determinar los sucesos en la tierra y
la aparición de los primeros seres vivos así como los primeros continentes como
godwana, pangea y de las cuales hemos sabido que existieron por la teoría de las
tectónicas de placas y es aquí donde nuestro tema tiene importancia pues es de
donde surgen todos los estudios que se han hecho sobre la corteza terrestre y el
comportamiento a lo largo de los años y también vemos la gran magnitud de las
fuerzas que se generan una contra otra y las fallas que aparecen por el roce de
estas así como el comportamiento de los volcanes y los tipos de ellos que existen
así como los tipos de ondas sísmicas que se presentan después de la liberación de
la energía de un terremoto a partir del foco del mismo el estudio de estos nos ha
dado la certeza de saber lo que ha ocurrido en la republica mexicana y es por ello
tomar en cuenta las consecuencias de estos terremotos y gracias a las
publicaciones y al monitoreo del CENAPRED podemos ver como se comporta el
suelo mexicano así como el estudio de el campo magnético de la tierra y la
afectación que se tiene sobre la orientación de algunas especies y la medición del
mismo y que gracias a los diferentes equipos para medir las ondas sísmicas ya sea
en el suelo como en los océanos podemos saber como desde un principio se a
comportado la tierra. Por ello concluimos que no hay que ver solo al planeta tierra
como un lugar en el que habitamos es en si nuestra casa donde si hacemos algo
indebido las consecuencias de neutros actos repercuten en el medio ambiente y el
suelo donde nos hemos asentado el planeta tierra podemos decir que es un ente
viviente que da cabida en el a seres vivos como nosotros y los animales. Y a este
ente vivo tiene sus métodos de regulación para los acontecimientos que le sucedan
en el y es por ello no estar ajeno a los eventos naturales que nos recuerdan que solo
habitamos un planeta que sigue cambiando día a día y que es muy frágil y que
cualquier cosa que atente contra el repercute en nuestra propia existencia en el
mismo
- 99 -
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