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. HISTORIA DE LA TIERRA CAPITULO II. HISTORIA GEOLÓGICA DE LA TIERRA CAPITULO III. CONTINENTES ANTIGUOS CAPITULO IV. LA TEORÍA DE LA TECTONICA DE PLACAS CAPITULO V. LOS VOLCANES CAPITULO VI. LOS TERREMOTOS CAPITULO VII. ONDAS SÍSMICAS CAPITULO VIII. SISMOS EN MÉXICO CAPITULO IX. CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA CAPITULO X. CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA CAPITULO XI. GRAVIMETRÍA CAPITULO XII. HIDRÓFONOS Y GEOFÓNOS CONCLUSIONES. ------------------------------------- -------------------------------------- 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 TITULO PÁGINA

INTRODUCCION 1 I HISTORIA DE LA TIERRA 2

1.1.- Formación de la Tierra 2 1.2.- Formación del Sol y los planetas 2 1.3.- Sólido, líquido y gaseoso 3

II HISTORIA GEOLÓGICA DE LA TIERRA 4

2.1.- Eones, Eras, Periodos y Épocas geológicas 5 2.2.- Documentación de las Fechas del Pasado. 5 2.3.- Historia geológica: el Precámbrico 6 2.4.- De bola incandescente a casa de la vida 6 2.5.- Historia geológica: el Paleozoico 7 2.6.- La vida en el agua y en la tierra 8 2.7.- El Paleozoico: Devónico, Carbonífero y Pérmico 9 2.8.- La Diversidad de la Vida 9 2.9.- Historia geológica: el Mesozoico 10 2.10.- Aparición de los Dinosaurios 11 2.11.-El Mesozoico: Jurásico y Cretáceo 11 2.12.- Esplendor y fin de los Dinosaurios 12 2.13.- Historia geológica: el Cenozoico 13 2.14.- El Cenozoico: Oligoceno, Mioceno y Plioceno 14 2.15.- Historia Geológica: el Cuaternario 16 2.16.- El Pleistoceno 16 2.17.- El Holoceno 17

III CONTINENTES ANTIGUOS 18

3.1.- Gondwana 18 3.2.- Pangea 19 3.3.- Columnas Estratigráficas. 19

IV LA TEORIA DE LA TECTONICA DE PLACAS 22

4.1.- Tectónica de placas 22 4.2.- Las bases de la teoría 23 4.3.- Expansión oceánica 24 4.4.- Zonas de subducción 25 4.5.- Formación de Montañas: Los Plegamientos 25 4.6.- Las fuerzas que doblan la Tierra 26 4.7.- Pliegues, anticlinales y sinclinales 26 4.8.- Fallas De La Corteza Terrestre 27

4.9.- Partes De Una Falla 28 4.10.- Tipos De Fallas 28 4.11.- Placas Límites 29 4.12.- Límites Divergentes 30 4.13.- Límites Convergentes 30 4.14.- Costra Oceánica Encuentra Costra Continental: 30 4.15.- Costra Oceánica Encuentra Costra Oceánica: 31 4.16.- Costra Continental Encuentra Costra Continental: 32 4.17.- Límites Transformantes 32 4.18.- Actividad Geológica Separada De Las Placas Límite 33

V LOS VOLCANES 35

5.1.- Erupciones volcánicas 35 5.2.- Magma y lava 36 5.3.- Tipos de volcanes 37 5.4.- Los cuatro tipos comunes 37 5.5.- Erupciones especiales 38

VI LOS TERREMOTOS 39

6.1.- Movimientos sísmicos 39 6.2.- Terremotos en el mar 41 6.3.- Tsunamis 41 6.4.- Dorsal oceánica 42 6.5.- Formación de una dorsal 42 6.7.- Dorsal mezo atlántica 44 6.7.- Vulcanismo de dorsal oceánica 44

VII ONDAS SISMICAS 46

7.1.- ¿Qué es una Onda? 46 7.2.- Ondas Elásticas. 46 7.3.- Ondas Senoidales. 47 7.4.- Representación De Fourier 47 7.5.- Ondas de Cuerpo 48 7.6.- Ondas P. 48 7.7.- Ondas S. 49 7.8.- Ondas Convertidas. 51 7.9.- Coda. 53 7.10-. Ondas Superficiales 53 7.11.- Ondas De Rayleigh 54 7.12.- Ondas De Love 56 7.13.- Ondas Guiadas 56 7.14.- Modos Propios de la Tierra 57 7.15.- Fases Sísmicas Y Arribos 58

VIII SISMOS EN MÉXICO 59 8.1.- Cien Años De Sismicidad En México 59 8.2.- Justificación 59 8.3.- ¿Qué produce los Temblores en México? 60 8.4.- ¿Por qué se mueven las placas tectónicas? 61 8.5.- Las placas tectónicas y los sismos en México 61 8.6.- ¿Dónde ocurren los grandes temblores de México? 62 8.7.- Sismos de Subducción. 62 8.8.- Sismos Profundos. 64 8.9.- Sismos Corticales. 64 8.10.- Otros Sismos Ínter placa. 65 8.11.- Sismos en los océanos. 65 8.12.- Un Catálogo de Sismos Moderados y Grandes Ocurridos

en México Durante el siglo XX. 66 8.13.- Algunas estadísticas. 67 8.14.- Catalogo de los sismos más fuertes de México (M>6.5) 68

IX CAMPO MAGNÉTICO DE LA TIERRA 72

9.1.- Origen del Campo Magnético Terrestre 72 9.2.- Variaciones del Campo Magnético Terrestre 73 9.3.- Magnetismo Planetario 73 9.4.- El Campo Magnético de la Tierra 74

X GRAVIMETRÍA 79

10.1.- Introducción 79 10.2.- Historia 79 10.3.- Principio (Ley de gravitación de NEWTON) 79 10.4.- El potencial y el campo gravitatorio de la Tierra 80 10.5.- La forma teórica y la forma geométrica de la Tierra 81 10.6.- Gravedad normal g0 82 10.7.- Sismógrafo 85 10.8.- Historia De Los Sismógrafos 85 10.9.- Concepto de un Sismógrafo 87 10.10..-Tipos de Sismógrafos 87

XI HIDRÓFONOS Y GEOFÓNOS 90 11.1.- Historia 90 11.2.- Hidrófonos Direccionales 90 11.3.- Reflector 90 11.4.- Matrices 90 11.5.- Geofísica 91 11.6.- Geófonos 91 11.7.- Geófono Electromagnético 91 11.8.- Geófono de Reluctancia 92 11.9.- Geófono de Capacidad 93

11.10.- Geófono Piezoeléctrico 94 11.11.- Frecuencia Natural y Amortiguamiento de los Geófonos 95 11.12.- Características de La Sísmica de Refracción

y de Las Reflexiones Sísmicas 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

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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

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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.

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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.

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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 Era Periodo Época 4.500.000.000 Precámbrico Azoica 3.800.000.000 Arcaica 2.500.000.000 Proterozoica 560.000.000 Fanerozoico Paleozoica Cámbrico 510.000.000 Ordovícico 438.000.000 Silúrico 408.000.000 Devónico 360.000.000 Carbonífero 286.000.000 Pérmico 248.000.000 Mesozoica Triásico 213.000.000 Jurásico 144.000.000 Cretáceo 65.000.000 Cenozoica Terciaria Paleoceno 56.500.000 Eoceno 35.400.000 Oligoceno 24.000.000 Mioceno 5.200.000 Plioceno 1.600.000 Cuaternaria Pleistoceno 10.000 Holoc

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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

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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.

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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.

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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.

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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.

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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

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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.

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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 Magnitud Lugar Víctimas 1960 9.5 Sur de Chile 5.700 1964 9.4 Alaska 131 1933 8.9 Sanriku, Japón 2.990 1906 8.9 Colombia 1.000 1950 8.7 India/Assam/Tibet 1.530 1897 8.7 Assam, India 1.500 1906 8.6 Santiago/Valparaiso, Chile 20.000 1905 8.6 Kangra, India 19.000 1950 8.6 Assam, India 1.526 1899 8.6 Yakutat Bay, Alaska 1920 8.5 Kansu, China 180.000 1934 8.4 India/Nepal 10.700 1946 8.4 Tonankai, Japón 1.330 1927 8.3 Xining, China 200.000 1939 8.3 Chillan, Chile 28.000 1976 8.2 Tangshan, China 240.000 1923 8.2 Kwanto,Yokohama, Japón 143.000 1906 8.2 San Francisco, California 700 1907 8.1 Asia cnetral 12.000 1939 8.0 Ezrican, Turquía 23.000

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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.

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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.

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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.

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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.

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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.

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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).

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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.

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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 entre (esto es conocido como condición de Poisson). Como la onda S es la 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.

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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:

Donde es la velocidad (P o S) del rayo en el primer medio y su velocidad 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

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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.

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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.

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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

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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

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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" ).

Otros tipos de ondas guiadas son las ondas que son ondas de periodo 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.

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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

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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

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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.

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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

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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,

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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.

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8.14.- Catalogo de los sismos más fuertes de México (M>6.5) Año Mes Día Tiempo Lat Lon Prof. M 1900 01 20 06:33:30 20.000 -105.000 33 7.4 1900 05 16 20:12:00 20.000 -105.000 33 6.9 1901 03 05 10:45:00 25.000 -110.000 0 6.9 1901 12 09 02:17:00 26.000 -110.000 0 7.0 1902 01 16 23:19:00 17.620 -99.720 0 7.0 1902 04 19 02:23:00 14.900 -91.500 25 7.5 1902 09 23 20:18:00 16.500 -92.500 25 7.7 1902 12 12 23:10:00 29.000 -114.000 0 7.1 1903 01 14 01:47:36 15.000 -93.000 33 7.6 1905 10 24 17:40:00 20.000 -110.000 33 6.6 1905 12 17 05:27:00 17.000 -113.000 0 7.1 1906 04 10 21:18:00 20.000 -110.000 0 7.1 1907 04 15 06:08:06 16.700 -99.200 33 7.6 1907 10 16 14:57:18 28.000 -112.500 10 7.1 1908 03 26 23:03:30 16.700 -99.200 33 7.5 1908 03 27 03:45:30 17.000 -101.000 33 7.0 1908 10 13 05:06:00 18.000 -102.000 0 6.9 1909 07 30 10:51:54 16.800 -99.900 33 7.2 1909 07 31 18:43:10 16.620 -99.450 33 6.9 1909 09 05 11:17:20 16.530 -99.720 0 6.6 1909 10 31 10:23:00 17.000 -101.200 33 6.9 1910 05 31 04:19:19 16.700 -99.200 33 6.5 1910 09 24 03:32:42 16.770 -95.900 80 6.9 1911 02 03 20:41:55 17.800 -97.600 80 6.5 1911 06 07 11:02:42 17.500 -102.500 33 7.6 1911 08 27 10:59:18 17.000 -96.000 100 6.7 1911 12 16 19:14:18 16.900 -100.700 50 7.5 1912 11 19 13:55:07 19.930 -99.830 33 6.9 1912 12 09 08:32:24 15.500 -93.000 0 7.0 1914 03 30 00:41:18 17.000 -92.000 150 7.2 1915 09 07 01:20:48 14.000 -89.000 80 7.4 1915 11 21 00:13:22 32.000 -115.000 10 7.0 1916 06 02 13:59:24 17.500 -95.000 150 7.0 1916 11 21 06:25:24 18.000 -100.000 33 6.8 1917 12 29 22:50:20 15.000 -97.000 33 6.9 1918 05 23 11:57:30 27.000 -111.000 0 6.8 1918 06 07 21:27:06 18.700 -103.300 33 6.6 1919 04 17 20:53:03 14.500 -91.750 0 6.9 1920 01 04 04:21:56 19.270 -96.970 10 6.4 1920 04 19 21:06:36 19.000 -97.000 110 6.7 1921 02 04 08:22:44 15.000 -91.000 120 7.4 1921 04 21 20:01:36 18.200 -103.300 33 6.5 1922 06 12 04:47:44 24.000 -108.500 0 6.7 1925 08 07 07:47:48 19.000 -102.000 100 6.7 1925 11 16 11:54:54 18.000 -107.000 0 7.0 1925 12 10 14:14:42 15.500 -92.500 0 7.0 1928 02 10 04:39:37 18.260 -97.990 84 6.5

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1928 03 22 04:17:30 15.670 -96.100 33 7.5 1928 04 17 03:25:27 17.690 -96.440 115 6.7 1928 06 17 03:19:28 16.330 -96.700 33 7.6 1928 08 04 18:28:17 16.830 -97.610 33 7.4 1928 10 09 03:01:08 16.300 -97.300 33 7.5 1931 01 02 09:49:02 19.000 -107.000 0 6.7 1931 01 15 01:50:40 16.340 -96.870 40 7.8 1932 06 03 10:36:52 19.570 -104.420 33 8.2 1932 06 18 10:12:10 19.500 -103.500 33 7.8 1932 06 22 12:59:28 18.740 -104.680 33 6.9 1932 07 07 16:15:51 29.000 -113.000 0 6.7 1932 07 12 19:24:10 26.500 -110.000 0 6.7 1932 07 25 09:12:46 18.870 -103.930 33 6.9 1932 12 07 16:22:09 19.000 -104.000 33 6.8 1933 04 09 03:58:17 19.500 -105.000 33 6.6 1933 05 08 10:33:40 17.500 -101.000 33 6.9 1934 01 28 19:10:03 17.000 -100.000 33 6.8 1934 11 30 02:05:16 19.000 -105.310 33 7.0 1934 12 31 18:45:45 32.000 -114.750 0 7.1 1935 06 29 06:48:54 18.750 -103.500 33 6.9 1935 12 14 22:05:17 14.750 -92.500 0 7.3 1937 07 26 03:47:13 18.450 -96.080 85 7.3 1937 10 06 09:47:18 17.780 -99.170 100 6.9 1937 12 23 13:17:58 17.100 -98.070 33 7.4 1937 12 25 06:03:25 15.680 -97.800 33 6.5 1939 05 02 13:14:47 29.500 -113.500 0 6.7 1939 12 05 08:30:07 14.500 -91.500 0 6.7 1940 05 19 04:36:41 32.700 -115.500 0 7.1 1940 07 27 13:32:30 14.250 -91.500 90 6.7 1941 04 15 19:09:51 18.850 -102.940 33 7.6 1942 06 20 10:02:07 19.000 -101.000 100 6.7 1942 08 06 23:36:59 14.800 -91.300 50 7.9 1942 11 12 04:55:34 17.250 -94.250 90 6.7 1943 02 22 09:20:45 17.600 -101.100 33 7.4 1943 08 31 16:10:40 14.250 -91.500 80 6.7 1943 09 23 15:00:44 15.000 -91.500 110 6.7 1944 01 10 20:09:52 17.000 -101.000 33 6.5 1944 06 28 07:58:54 15.000 -92.500 0 7.1 1945 06 27 13:08:20 27.000 -111.000 0 6.8 1945 06 30 05:31:18 17.000 -115.000 0 6.7 1945 10 11 16:53:02 18.320 -97.650 95 6.5 1945 10 27 11:24:41 15.000 -91.250 200 6.7 1946 06 07 04:13:20 16.500 -94.000 100 6.5 1946 07 11 04:46:42 17.000 -94.500 130 6.9 1948 01 06 17:23:36 17.000 -98.000 80 6.9 1948 01 06 17:25:58 17.000 -98.000 80 7.0 1948 08 11 10:36:19 17.750 -95.250 100 6.5 1948 12 04 00:22:48 22.000 -106.500 0 6.9 1950 09 29 06:32:20 19.000 -107.000 60 7.0 1950 10 21 09:42:58 17.730 -106.000 0 6.6

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1950 10 23 16:13:20 14.300 -91.800 33 7.2 1950 11 17 19:28:23 17.500 -100.500 0 6.6 1950 12 14 14:15:50 17.220 -98.120 33 7.2 1951 12 12 01:37:34 17.000 -94.500 100 7.0 1951 12 28 09:20:26 16.900 -98.700 33 6.8 1953 08 24 13:21:02 14.100 -91.400 96 6.7 1953 12 01 15:18:33 16.400 -98.850 0 6.7 1954 04 29 11:34:34 28.500 -113.000 0 7.0 1955 04 05 15:09:15 25.000 -110.000 0 6.6 1955 08 28 20:13:30 14.000 -91.000 60 6.6 1955 09 26 08:28:20 15.500 -92.500 200 6.9 1956 02 09 14:32:39 31.900 -115.800 0 6.7 1957 04 10 05:12:09 15.520 -98.250 0 6.7 1957 07 28 08:40:10 17.110 -99.100 33 7.8 1959 05 24 19:17:43 17.720 -97.150 80 6.8 1959 08 26 08:25:31 18.260 -94.430 21 6.4 1960 07 13 16:23:56 17.000 -94.500 150 6.9 1961 09 01 18:50:34 13.500 -92.660 25 6.6 1962 05 11 14:11:57 17.250 -99.580 33 7.1 1962 05 19 14:58:10 17.120 -99.570 33 7.0 1963 11 18 14:38:26 29.680 -113.740 7 6.5 1964 07 06 02:14:37 26.320 -110.280 10 6.5 1964 07 06 07:22:13 18.030 -100.770 55 7.2 1965 08 23 19:46:02 16.178 -95.877 12 7.4 1965 12 09 06:07:51 17.249 -100.070 65 6.5 1968 07 02 03:44:52 17.508 -100.256 62 6.7 1968 08 02 14:06:37 16.600 -97.800 16 7.3 1968 11 28 10:36:08 15.231 -94.775 23 6.6 1969 08 17 20:13:09 25.250 -109.240 15 6.5 1969 08 17 20:15:00 25.120 -109.550 15 6.7 1969 11 01 11:08:22 23.105 -107.990 10 6.6 1970 02 04 05:08:50 15.524 -99.493 21 6.6 1970 04 29 14:01:34 14.463 -92.683 44 7.3 1970 04 30 08:32:58 14.608 -93.260 22 6.5 1971 09 30 08:18:00 26.880 -110.800 14 6.5 1972 10 20 08:17:46 18.700 -106.756 10 6.6 1972 11 13 04:43:45 15.541 -95.040 14 6.5 1973 01 30 21:01:12 18.412 -103.019 24 7.6 1973 08 28 09:50:41 18.248 -96.551 82 7.3 1975 07 08 09:37:25 29.304 -113.468 5 6.5 1976 02 04 09:01:46 15.262 -89.198 13 7.5 1976 06 07 14:26:42 17.406 -100.682 57 6.5 1978 03 19 01:39:16 17.036 -99.745 44 6.6 1978 05 31 01:07:21 12.759 -87.287 49 6.5 1978 11 29 19:52:50 16.013 -96.586 23 7.6 1979 01 26 10:04:31 17.397 -100.895 23 6.6 1979 03 14 11:07:15 17.750 -101.263 25 7.4 1979 06 22 06:30:57 17.014 -94.605 115 6.9 1979 10 15 23:17:00 32.784 -115.657 14 6.5 1979 10 27 14:36:00 13.855 -90.857 64 6.8

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1979 10 27 21:43:26 13.782 -90.754 65 6.8 1980 08 09 05:45:11 15.879 -88.505 24 6.5 1980 10 24 14:53:36 18.174 -98.222 65 7.1 1981 10 25 03:22:16 18.088 -102.061 21 7.3 1982 04 06 19:56:53 14.276 -92.074 45 6.7 1982 06 07 06:52:33 16.424 -98.253 6 6.9 1982 06 07 10:59:40 16.516 -98.339 19 7.0 1982 06 19 06:21:59 13.346 -89.368 74 7.3 1983 01 24 08:17:40 16.165 -95.206 50 6.8 1983 12 02 03:09:04 14.032 -91.956 35 7.0 1985 09 19 13:17:49 18.419 -102.468 15 8.1 1985 09 21 01:37:14 17.828 -101.681 17 7.6 1986 04 30 07:07:19 18.361 -103.045 22 7.0 1987 11 24 13:15:59 33.083 -115.983 10 6.5 1988 06 18 22:49:44 26.813 -110.988 12 6.6 1988 11 03 14:47:13 13.913 -90.557 74 6.6 1989 04 25 14:29:03 16.795 -99.275 23 6.8 1989 08 29 04:16:26 18.016 -105.674 27 6.5 1993 09 03 12:35:05 14.643 -92.804 47 6.7 1993 09 10 19:12:57 14.800 -92.687 34 7.2 1993 10 24 07:52:19 16.767 -98.767 30 6.6 1994 03 14 20:51:26 15.984 -92.432 160 6.8 1994 12 10 16:17:40 17.980 -101.520 53 6.6 1995 06 14 11:11:50 12.167 -88.372 27 6.5 1995 09 14 14:04:33 16.752 -98.667 21 7.3 1995 10 09 15:35:54 18.993 -104.245 25 8.0 1995 10 21 02:38:58 16.811 -93.474 160 7.1 1996 02 25 03:08:19 15.880 -97.980 15 7.1 1996 07 15 21:23:34 17.500 -101.120 22 6.6 1997 01 11 20:28:26 18.340 -102.580 40 7.1 1997 05 01 11:37:36 18.960 -107.150 15 6.9 1997 07 19 14:22:09 15.860 -98.260 15 6.7 1998 01 10 08:20:06 14.370 -91.930 55 6.6 1999 06 15 20:42:04 18.133 -97.539 63 7.0 1999 09 30 16:31:13 16.056 -97.004 39 7.4

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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.

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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

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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 común que sobre las cartas de navegación o los mapas se presenten líneas que unen puntos que tienen la misma declinación magnética. Dichas líneas son denominadas Líneas Isógonas o Líneas Isogónicas. Adicionalmente, si una línea corresponde a puntos con declinación 0^o, se habla de Línea Agónica.

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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

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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

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Figura 5.3: Cambio de posición del polo norte magnético: 2001-2005

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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

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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

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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.

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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 × �2 × rT × sen�,

donde � = 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

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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� - 0,0000059sen22�), donde � = latitud geográfica.

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):

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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 978049,0 978031,8456 0 15 978394,0 978377,803 0,406 30 979337,8 979324,0193 0,704 45 980629,4 980619,498 0,812 60 981923,9 981916,9488 0,704 75 982873,4 982868,902 0,406 90 983221,3 983217,7279 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.

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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.

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

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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 15-30 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.

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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 analógico-digital 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

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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.

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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.

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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.

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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).

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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

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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

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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.

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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.

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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

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