semana 5!!

LA DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE Y LOS SISMOS 

1.1. Tipos de deformación

Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la acción de esfuerzos externos. Nosotros no captamos esa deformación, pero sí podemos saber cuándo una roca está deformada. Estudiando la deformación podemos saber cómo han sido los esfuerzos que la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectónica
pasada en una región.

Cualquier material se puede deformar de tres maneras:

 Deformación elástica: el material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece (por
   ejemplo una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible.

 Deformación plástica: la deformación se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la
   plastilina). La deformación es irreversible.

 Deformación frágil: el material se fractura como respuesta al esfuerzo (sería el caso de un vidrio roto). Al igual
   que la anterior, también es irreversible..

Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras geológicas reconocibles, como son:

 Pliegues, cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica. Los materiales se doblan dándonos idea de qué fuerzas los plegaron.

        Fallas y diaclasas son deformaciones frágiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente, hay separación entre las partes fracturadas.

         La deformación elástica, por sus características, no va a dejar estructuras geológicas perdurables. Esto no quiere
   decir que no se dé este tipo de deformación. Es bastante frecuente en los movimientos sísmicos..

1.2. Pliegues

Son deformaciones plásticas que afectan a varios estratos. Se visualizan fácilmente por la pérdida de horizontalidad de los estratos.

1.2.1. Elementos geométricos de los pliegues

En un pliegue podemos describir una serie de elementos "geométricos" que nos servirán para definirlo, clasificarlo e, incluso, averiguar algunos factores de su origen.

Partiendo de un pliegue tipo, como el de la figura:

 Flancos: cada una de las superficies que forman el pliegue.

 Charnela: la línea de unión de los dos flancos (línea de máxima curvatura del pliegue).

Plano o superficie axial: plano imaginario formado por la unión de las charnelas de todos los estratos que forman el pliegue.

*  Su alejamiento de la vertical indica la vergencia o inclinación del pliegue.

Eje del pliegue: línea imaginaria formada por la intersección del plano axial con un plano horizontal.

*   Su orientación geográfica indica la orientación del pliegue.

*   El ángulo que forma con la charnela indica la inmersión del pliegue.

Terminación: es la zona donde el pliegue pierde su curvatura.

*   La forma de la terminación refleja la forma de la charnela.

1.2.2. Tipos de pliegues

Se pueden clasificar atendiendo a diversos factores de forma independiente.

1. Por la disposición de las capas:

Anticlinal: los materiales más antiguos están situados en el núcleo del pliegue.		Sinclinal: son los materiales más modernos los que se sitúan en el núcleo o centro del pliegue.		Monoclinal o pliegues en rodilla: sólo tienen un flanco.

2. Por su simetría:

Simétricos: el ángulo que forman los dos flancos con la horizontal es aproximadamente el mismo.		Asimétricos: los dos flancos tienen inclinaciones claramente distintas.

 3. Por el plano axial:

Recto: el plano axial es vertical.		Inclinados: el plano axial forma un ángulo con la vertical.		Tumbados: el plano axial es casi horizontal.

4. Por el espesor de las capas:

Isópacos o concéntricos: el espesor de cada estrato no varía a lo largo del pliegue. Se atribuye su origen a esfuerzos de tipo flexión.		Anisópacos o similares: el espesor es mayor en la zona de charnela y menos en los flancos. Su origen es por compresión.

1.2.3. Asociaciones de pliegues

Como es lógico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen darse en asociaciones.

Series isoclinales: los planos axiales de los pliegues     que intervienen en la asociación son paralelos.

Anticlinorios: los planos axiales convergen hacia el centro de la Tierra, formando el conjunto una gran    estructura anticlinal.

Sinclinorios: los planos axiales convergen hacia el exterior de la Tierra. El conjunto forma como un gran    sinclinal.

Cualquier plano se puede orientar en el espacio mediante dos medidas, que son  su orientación geográfica y su ángulo de inclinación.  En los estratos, y cualquier otro plano geológico, como los planos de fallas o los  planos axiales de los pliegues, estas dos medidas reciben el nombre de dirección y buzamiento. Ambas medidas se obtienen al intersectar un plano  cualquiera con un plano teórico horizontal, pues esa es la posición original de los  estratos. * Buzamiento es el ángulo, menor de 90º, que forma nuestro plano con el   plano horizontal. Es la inclinación del plano en el sentido en el que pierde   altura. * Dirección es la orientación geográfica de la línea de intersección de   nuestro plano con el plano horizontal

1.3. Fallas

Son deformaciones frágiles. Los materiales se rompen y se produce un desplazamiento suficiente de los "fragmentos" rotos (sin desplazamiento no es posible visualizar las fallas). Generalmente las identificamos porque se ponen en contacto materiales de distintas edades.

1.3.1. Elementos geométricos de las fallas

Al igual que en los pliegues, definir una serie de elementos geométricos en las fallas nos servirá para clasificarlas y averiguas ciertos aspectos sobre su origen.

Bloques o labios: cada una de las partes divididas y separadas por la falla.

* Labio hundido: el que queda en posición inferior con respecto al otro.

* Labio levantado: se mantiene elevado con respecto al hundido.

* Muchas veces no se puede saber si se ha hundido uno o se ha levantado el otro. Sólo podemos   observar el movimiento relativo de uno con respecto al otro.

Plano de falla: el plano de rotura por el que se ha producido el desplazamiento. Sirve para orientar la falla.

Salto: es la magnitud del desplazamiento.

* Salto lateral o en dirección: es el desplazamiento a lo largo del plano de falla medido en horizontal.

* Salto horizontal: es el alejamiento de un bloque con respecto a otro medido en la horizontal. Es perpendicular al salto lateral. * Salto vertical: la distancia, en la vertical, que separa ambos labios. Es perpendicular a los dos anteriores. * Salto neto: es la resultante de los tres anteriores. Frecuentemente se puede observar sobre el plano de falla unas estrías, denominadas estrías de falla. Nos indican la dirección del salto neto.

1.3.2. Tipos de fallas

Falla normal o directa: el labio hundido se apoya sobre el plano de falla. Su origen es por fuerzas    distensivas, dado que hay un aumento de superficie.

Falla inversa: el labio levantado se apoya sobre el plano de falla. Se originan por fuerzas compresivas. Hay    disminución de superficie.

Falla vertical: sin salto horizontal. En realidad son muy raras.

Falla en cizalla o en dirección: no tiene salto vertical.

Falla rotacional o en tijera: el movimiento se produce por una rotación alrededor de un eje. El salto varía    en magnitud a lo largo del plano de falla.

1.3.3. Asociaciones de fallas

Al igual que ocurre con los pliegues, las fallas no suelen darse de manera aislada, sino que aparecen asociadas, respondiendo a las características particulares de las fuerzas que las originaron.

Horst o macizo tectónico: asociación de fallas en la que la zona central aparece levantada con respecto a     los laterales.

Graben o fosa tectónica: la zona central aparece hundida con respecto a los laterales.

1.4. Diaclasas

Son deformaciones frágiles de pequeña magnitud. Afectan, como máximo, a un estrato. A veces sólo a una roca o mineral. Su origen puede ser tectónico (por la energía interna de la Tierra) o no.

Algunos tipos de diaclasas son:

De retracción: grietas que se forman en las    rocas por pérdida de volumen. Por ejemplo    en las arcillas cuando se deshidratan o en    rocas volcánicas (basalto) al solidificar. Por tensión: por ejemplo en la parte externa de la charnela de los pliegues. Por compresión: cara interna de la charnela de los pliegues.

1.5. Estructuras mixtas

Frecuentemente se producen asociaciones entre pliegues y fallas.

Pliegue-falla: tras plegarse un material, si las fuerzas compresivas siguen actuando puede llegar a superarse su    límite de plasticidad y romperse.

Cabalgamiento: si, tras producirse un pliegue-falla, siguen actuando las fuerzas. Una de las dos partes se    desplazará por encima de la otra.

Mantos: son cabalgamientos de grandes dimensiones. El desplazamiento puede ser de cientos de kilómetros,    llegándose a desconectar una parte de la otra. A estos mantos se les suelen superponer nuevos plegamientos.

. MOVIMIENTOS SÍSMICOS

Un movimiento sísmico es un movimiento vibratorio producido por la pérdida de estabilidad de masas de corteza. Cuando el movimiento llega a la superficie y se propaga por ésta le llamamos terremoto.

2.1. Ondas sísmicas

El movimiento sísmico se propaga concéntricamente y de forma tridimensional a partir de un punto en la Corteza profunda o Manto superficial (en general, en la Litosfera) en el que se pierde el equilibrio de masas. A este punto se le denomina hipocentro.

Cuando las ondas procedentes del hipocentro llegan a la superficie terrestre se convierten en bidimensionales y se propagan en forma concéntrica a partir del primer punto de contacto con ella. Este punto llama epicentro. Según nos alejamos del hipocentro se produce la atenuación de la onda sísmica. Las ondas sísmicas son similares a las ondas sonoras y, según sus características de propagación, las clasificamos en:

Ondas "p" o primarias: llamadas así por ser las más rápidas y, por tanto, las primeras que se registran en los sismógrafos. Son ondas de tipo longitudinal, es decir, las partículas rocosas vibran en la dirección de avance de la onda. Se producen a partir del hipocentro y se propagan por medios sólidos y líquidos en las tres direcciones del espacio.

Ondas "s" o secundarias: algo más lentas. Son ondas de tipo transversal, es decir, la vibración de las partículas es perpendicular al avance de la onda. También se producen a partir del hipocentro y se propagan en forma tridimensional, pero únicamente a través de medios sólidos. 

2.2. Tipos de terremotos

Aunque la mayor parte de los movimientos sísmicos, los que podríamos llamar seísmos verdaderos, se producen por causas tectónicas, algunos de ellos se pueden producir por otras.

Microsismos: pequeñas vibraciones en la Corteza terrestre provocadas por causas diversas. Entre las más frecuentes se encuentran grandes tormentas, hundimiento de cavernas, desplomes de rocas, etc.

Sismos volcánicos: a veces los fenómenos volcánicos pueden generar movimientos sísmicos. Tal es el caso del hundimiento de calderas volcánicas, destape de las chimeneas en una erupción u otras.

Sismos tectónicos: son los verdadero movimientos sísmicos y los de mayor intensidad. Generalmente asociados a fracturas (fallas). Se producen por formación de fallas, movilización de fallas preexistentes o por movimiento de fallas asociadas.

2.3. Intensidad de los terremotos. Las escalas sísmicas

La intensidad de los terremotos se refiere a la magnitud del movimiento sísmico y, por tanto, está en relación con la energía liberada por la Tierra en dicho movimiento.

Índice de sismicidad  Se refiere a la susceptibilidad de una región a sufrir terremotos. Se suele medir  por el número de sacudidas sísmicas habidas en un año en un territorio de 100  km2. Son zonas con índice de sismicidad alto las comprendidas en los dos cinturones activos. Están localizadas en los dos cinturones  activos (ver tema anterior); es decir, las costas pacíficas, el Mediterráneo oriental,  etc. En España no hay regiones con índice alto, sólo con índice medio. Dentro de ellas están la Región Bética (Granada - Almería), Galicia y el sur de los Pirineos (Valle del Ebro y costa oriental catalana).

Las ondas sísmicas se registran en aparatos denominados sismógrafos, En ellos quedan registradas las ondas correspondientes a los tres tipo de ondas. Las líneas que describen estas ondas nos aportan la información sobre la intensidad del terremoto.

  

Las dos escalas sísmicas más utilizadas son la de Mercalli y la de Richter. Aunque la primera ha sido muy utilizada, en la actualidad va perdiendo importancia en favor de la segunda.

Escala de Mercalli: es una escala subjetiva y mide la intensidad de un terremoto. Tiene 12 grados establecidos en función de las percepciones y de los daños provocados por el terremoto a los bienes humanos.

ESCALA DE MERCALLI MODIFICADA:
Grado	Intensidad	Efectos
I	Instrumental	Registrado sólo por sismógrafos.
II	Muy débil	Percibido por algunas personas en pisos altos.
III	Ligero	Perceptible en interiores, los objetos suspendidos se balancean, similar al paso de un camión.
IV	Moderado	Percibido por la mayoría de las personas en la calle y en interiores, oscilación de objetos colgantes, ventanas y cristalería crujen.
V	Algo fuerte	Despiertan las personas dormidas, algunos objetos caen, cuadros, puertas y contraventanas se balancean.
VI	Fuerte	Los muebles se mueven, los cuadros se caen, los platos y la cristalería se rompen, las campanas suenan solas y algunas chimeneas se derrumban, los tabiques se resquebrajan.
VII	Muy fuerte	Es difícil mantenerse en pie, se caen los aleros de los tejados, tejas chimeneas y cornisas de edificios, se forman olas en los estanques. Suenan todas las campanas.
VIII	Destructivo	Caen algunas estatuas y muros, torres y edificios son deteriorados. Aparecen grietas en suelos húmedos y en taludes abruptos. Cambian los niveles de los acuíferos.
IX	Ruinoso	Pánico general, las casas comienzan a caer, grietas en el suelo, raíles de tren deformados, puentes y conducciones subterráneas rotas.
X	Desastroso	Pánico general. Muchos edificios destruidos, graves daños en presas. Desprendimientos de tierras, desbordamientos de ríos, canales, lagos, etc.
XI	Muy desastroso	Pánico general. Pocos edificios en pie, raíles muy deformados, conducciones subterráneas inservibles. Aparecen fallas en el terreno de salto apreciable.
XII	Catastrófico	Destrucción total, los objetos son lanzados al aire, desplazamiento de grandes masas rocosas. La topografía queda cambiada.

 Escala de Ritcher: es una escala matemática y, por tanto objetiva. Mide la magnitud del terremoto y está relacionada con la energía liberada en el sismo. Teóricamente no tiene límite, pero un 9 en esta escala equivaldría a un Grado XII de Mercalli, es decir "destrucción total". Se basa en la amplitud de la onda registrada en un sismógrafo situado a menos de 100 km del epicentro.

Determinación del epicentro y de la magnitud.  La determinación del epicentro del terremoto requiere de la triangulación de los datos de tres estaciones símicas que lo hayan registrado. La determinación de la magnitud o escala Richter se realiza combinando los amplitud de la onda medida en el sismograma y la distancia al epicentro de la estación que registra el terremoto. Si quieres aprender a realizar estos cálculos te animamos a consultar el siguiente enlace a una actividad externa: