Semana 5

DEFORMACIÓN DE LA CORTEZA TERRESTRE Y LOS SISMOS:
Mecánica de la deformación de rocas:La Tierra es un planeta dinámico. En los capitulos anteriores vimos que la meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión causada por el agua, el viento y el hielo modelan continuamente el paisaje. Además, las fuerzas tectónicas deforman las rocas de la corteza. Entre las evidencias que demuestran la actuación de fuerzas enormes dentro de la tierra se cuentan los miles de kilómetros de estratos que están doblados, plegados, volcados y a veces muy fracturados. En las montañas Rocosas canadienses, por ejemplo, algunas unidades de roca han sido empujadas sobre otras de una manera casi horizontal durante centenares de kilómetros. A una escala menor, durante los grandes terremotos, la corteza se mueve unos pocos metros a lo largo de las fallas. Además, la expansión y la extensión de la corteza producen depresiones alargadas y en los largos intervalos de tiempo geológico crean las cuencas oceánicas.

Geología estructural: estudio de la arquitectura terrestreLos resultados de la actividad tectónica son impresionantes en los principales cinturones montañosos de la Tierra, donde pueden encontrarse rocas que contienen fósiles de organismos marinos miles de metros por encima del nivel del mar actual y las unidades rocosas están intensamente plegadas, como si fueran de masilla. Incluso en los interiores estables de los continentes, las rocas revelan una historia de deformación que muestra que han aflorado de niveles mucho más profundos de la corteza.Los geólogos estructurales estudian la arquitectura de la corteza terrestre y cómo adquirió este aspecto en lamedida en que fue consecuencia de la deformación. Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas. así comolos rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas. fos geólogos estructurales pueden determinar a menudo el ambiente geológico original, y la naturaleza de las fuerzas que produjeron esas estructuras rocosas. De este modo se estan descifrando los complejos acontecimientos que constituyen la historia geológica.La comprensión de las estructuras tectónica no es sólo importante para descifrar la historia de la Tierra. sinoque es también básica para nuestro bienestar económico. Por ejemplo, la mayor parte de los yacimientos donde aparecen petróleo y gas natural está asociada con estructuras geológicas que atrapan esos fluidos en valiosos . Además, las fracturas rocosas son el lugar donde se producen las mineralizaciones hidrotermales,lo cual significa que pueden ser fuentes importantes de menas metálicas. Además, cuando se seleccionan las zonasde ubicación de proyectos de construcción importantes, como los puentes, las centrales hidroeléctricas y las centra-les de energía nuclear, debe considerarse la orientación de las superficies de fractura, que representan zonas de debilidad de las rocas. En resumen, un conocimiento de estructuras es esencial para nuestra forma de vida actual.

Tipos de esfuerzo

Cuando se aplica un esfuerzo en direcciones diferentes, se denomina esfuerzo diferencial. El esfuerzo diferencial que acorta un cuerpo rocoso se conoce como esfuerzo compresivo (com = junto; premere = presionar) Los esfuerzos compresivos asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar engrosar la corteza terrestre, plegándose, fluyendo o fracturandose (Figura GEST-01B). recordemos, de lo que hemos dicho de las rocas metamórficas, que el esfuerzo compresivo se concentra más en los puntos en los que los granos minerales están en contacto, provocando la migración de la materia mineral de las zonas de esfuerzo elevado a las zonas de esfuerzo bajo (véase la Figura MET-05). Como consecuencia, los granos minerales (y la unidad de roca) tienden a acortarse en dirección paralela al plano del máximo esfuerzo y a alargarse en dirección perpendicular a la de mayor esfuerzo.

Diastrofismo: 

En la corteza terrestre se registran diversidad de movimientos. Cuando estos ocurren en partes internas y causan deformaciones en las rocas, se presenta el fenómeno del diastrofismo.

Dependiendo de la dirección del movimiento, el diastrofismo de divide en:

·       Movimientos epirogénicos: Se realizan en sentido vertical, producen fracturas en las rocas y abarcan grandes extensiones. Se trata de movimientos lentos de levantamiento y hundimiento de enormes porciones de corteza terrestre. Su efecto se aprecia en el cambio de las líneas de la costa y en la transformación del aspecto de los continentes. De ellos se derivan las siguientes deformaciones:

ü  Fracturas: Son grietas en la roca sólida.

ü  Fisuras: Es una fractura mayor por donde puede ascender lava.

ü  Fallas: Se originan cuando hay un desplazamiento apreciable y posterior a la formación de fracturas y fisuras, es decir, cuando un bloque de capas rocosas se ve sometido a una fuerza tectónica que lo divide en dos partes: una superior y una inferior.

Dependiendo de la dirección que tome el desplazamiento de los bloques, las fallas pueden ser verticales u horizontales. Las primeras de crean cuando un bloque se levanta y otro se hunde; por el contrario, la falla es horizontal si alguno de los bloques se mueve hacia la derecha o hacia la izquierda, o si los bloques de movimiento se desplazan lateralmente a lo largo del plano de la falla.

Plegamientos :

Plegamiento o pliegue, es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí.

Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas; en cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas. Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: laterales, originados por la propia interacción de las placas (convergencia) y verticales, como resultado del levantamiento debido al fenómeno de subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento.

Elementos de un pliegue

Elementos de un pliegue.

• Charnela: zona de mayor curvatura del pliegue.
• Línea de charnela o eje de pliegue: línea que une los puntos de mayor curvatura de una superficie del pliegue.
• Dirección: ángulo que forma el eje del pliegue con la dirección geográfica norte-sur.
• Plano axial: plano que contiene todas las líneas de charnela y corta el pliegue.
• Núcleo: parte más comprimida y más interna del pliegue.
• Flancos: mitades en que divide el plano axial a un pliegue.
• Cabeceo: ángulo que forma el eje de pliegue con una línea horizontal contenida en el plano axial.
• Cresta: zona más alta de un pliegue convexo hacia arriba.
• Valle: zona más baja de un pliegue cóncavo hacia arriba.

Características de un pliegue

• Inmersión: ángulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal.
• Dirección: ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur.
• Buzamiento: ángulo que forman las superficies de cada flanco con la horizontal (tomando siempre la máxima pendiente para cada punto).
• Vergencia: dirección hacia la que se inclina el plano axial de un anticlinal no recto (también dirección hacia la que se desplaza el bloque superior de un cabalgamiento).

Tipos de pliegues

Anticlinal.

Sinclinal.

Símbolos de representación de diferentes tipos de pliegues en los mapas geológicos.

Pliegue tumbado en calizas. Babia, León (España)

Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características:

• Por la disposición de sus capas según antigüedad:
  • Anticlinales: los estratos son más antiguos cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es convexo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.
  • Sinclinales: los estratos son más jóvenes cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es cóncavo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.

• Por su forma:
  • Antiforme: El pliegue es convexo hacia arriba, todo pliegue antiforme de primera generación es un anticlinal.
  • Sinforme: El pliegue es cóncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, todo pliegue sinforme de primera generación es un sinclinal.

• Por su génesis:
  • Pliegues de primera generación: Son los pliegues originales de un orógeno.
  • Pliegues de sucesivas generaciones: Son plegamientos de los propios pliegues, se los puede estudiar gracias al fenómeno de la foliación, son los causantes de cambios en la relación forma-antigüedad de las capas en los pliegues.

• Por su simetría
  • Simétricos respecto del plano axial
  • Asimétricos respecto del plano axial.

• Por la inclinación del plano axial
  • Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical.
  • Inclinados o tumbados: el plano axial se encuentra inclinado.
  • Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir unainversión del registro estratigráfico.

• Por el espesor de sus capas
  • Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme.
  • Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.

• Por el ángulo que forman sus flancos
  • Isoclinales: sus flancos son paralelos.
  • Apretados: los flancos forman un ángulo agudo.
  • Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso.

Fallas:En geología, una falla es una fractura en el terreno a lo largo de la cual hubo movimiento de uno de los lados respecto del otro.

Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos o gravitatorios actuantes en la corteza. La zona de ruptura tiene una superficie ampliamente bien definida denominada plano de falla, aunque puede hablarse de banda de falla cuando la fractura y la deformación asociada tienen una cierta anchura.¹

Cuando las fallas alcanzan una profundidad en la que se sobrepasa el dominio de deformación frágil se transforman en bandas de cizalla, su equivalente en el dominio dúctil. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos importantes durante la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud.

Elementos de una falla

Plano de falla estriado. Las estrías indican la dirección del movimiento.

Gancho de falla en una falla inversa. El bloque levantado es el de la derecha de la imagen. Grands Causses, Francia.

• Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Este plano puede tener cualquier orientación (vertical, horizontal, o inclinado). La orientación se describe en función del rumbo(ángulo entre el rumbo Norte y la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y el buzamiento o manteo (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el plano vertical perpendicular al rumbo de la falla). En general los planos de falla suelen ser curvos. El plano de falla puede pulirse por fricción, dando lugar a los denominados «espejos de falla».² Se denomina 'banda de falla' cuando la zona de deformación tiene una cierta anchura.¹
• Bloques o labios de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya por encima del plano de falla se denomina 'bloque colgante' o 'levantado' y al que se encuentra por debajo, 'bloque yaciente' o 'hundido'.
• Salto o desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro.²
• Estrías de falla: Son irregularidades rectilíneas que pueden aparecer en algunos planos de falla. Indican la dirección de movimiento de la falla.
• Gancho de falla: en algunos casos se produce un pliegue de arrastre en uno o en los dos labios de la falla, cuya orientación será diferente según la falla sea normal o inversa e indicará el sentido del desplazamiento relativo.²

Clasificación geométrica de fallas

Tipos fundamentales de fallas: A) Falla inversa. B) Falla normal. C) Falla de rumbo (dextral). D) Falla rotacional (en tijera).

Falla inversa.

Desde el punto de vista del desplazamiento relativo de los bloques implicados, las fallas se clasifican en:^1 2 3

• Falla normal, directa o de gravedad:⁴ cuando el bloque colgante o de techo se desplaza hacia abajo respecto al bloque yaciente o de muro. El plano de falla es inclinado.
• Falla inversa, cuando el bloque colgante se mueve hacia arriba respecto del yaciente. Se denominan cabalgamientosa las fallas inversas de bajo ángulo de buzamiento. El plano de falla es inclinado.
• Falla de rumbo, en dirección, direccional, transcurrente o de desgarre: cuando el desplazamiento es horizontal yparalelo al rumbo de la falla. Pueden ser, según el sentido de movimiento de los bloques (referenciado a la posición de un observador situado sobre uno de los bloques), sinistral o direccional izquierda, cuando el bloque opuesto al que ocupa el observador se mueve a la izquierda, y dextral o direccional derecha, cuando el bloque se mueve a la derecha. El plano de falla puede ser inclinado o vertical. Un tipo particular de fallas en dirección son las fallas transformantes, que desplazan segmentos de bordes constructivos de placas y el plano de falla suele ser vertical.
• Falla oblicua o mixta: cuando el desplazamiento es oblicuo tanto al rumbo como a la dirección de buzamiento. Se describen simplemente como una combinación de la terminología de las anteriores, resultando cuatro casos posibles: sinistral inversa, sinistral normal, dextral inversa y dextral normal.
• Falla rotacional: cuando ha habido una componente de rotación en el desplazamiento relativo entre los dos bloques separados por la falla. A su vez se pueden dividir en:³

• Falla en tijera, cuando el eje de rotación es perpendicular al plano de falla.
• Falla cilíndrica, cuando el eje de rotación es paralelo al plano de falla. El plano de falla suele ser curvo.
• Falla cónica, cuando el eje de rotación es oblícuo al plano de falla. El plano de falla suele ser curvo.

Asociaciones de fallas y estructuras tectónicas

Conjunto de pequeñas fallas normales.

Las estructuras vinculadas con las fallas dependen del tipo de régimen tectónico regional en el que se han formado. Sin embargo hay algunas formas y términos comunes a todas ellas: es frecuente que las fallas varíen de buzamiento en su recorrido, mostrando zonas relativamente horizontales, rellanos, alternando con zonas más inclinadas, rampas. Los bloques delimitados entre rampas de fallas se denominan escamas tectónicas o horses y el apilamiento de estas escamas se denomina duplex.¹

En regiones de extensión tectónica

Alternancia de horst y grabens.

En un régimen de extension limitado y en condiciones de deformación frágil se desarrollan sistemas de fallas nomales escalonadas, más o menos paralelas, que forman zonas hundidas, denominadas Grabens o fosas tectónicas, que pueden alternarse con zonas elevadas, denominadas Horst o pilares tectónicos.¹

Si la extensión es amplia las fallas suelen horizontalizarse en profundidad (fallas lístricas). En el desarrollo de la extensión se pueden pueden formar sistemas de fallas con rampas y rellanos que van sucediéndose y reemplazándose, delimitando escamas que pueden agruparsen en duplex extensionales.¹

Esquema de borde continental pasivo mostrando adelgazamiento cortical mediante fallas extensionales.

A escala cortical, las fallas extensionales que se desarrollan en superficie con un comportamiento frágil, pasan en profundidad al dominio dúctil, produciendo bandas miloníticas en la zona de despegue. En los casos en los que el estiramiento es importante, se puede producir el adelgazamiento de la corteza —un proceso denominado denudación tectónica—, y por reajuste isostático pueden elevarse rocas profundas hasta la superficie. 

Diaclasas:Una diaclasa (del griego «διά» dia, a través de, y klasis, rotura) es una fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación transversal. Se distinguen así de las fallas, fracturas en las que sí hay deslizamiento de los bloques. Son estructuras muy abundantes. Son deformaciones frágiles de las rocas.

Características de una diaclasa

La orientación de una diaclasa, como la de otras estructuras geológicas, se describe mediante dos parámetros:

• Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur.
• Buzamiento: ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.

Las diaclasas no tienen por qué ser en general planas, ni responder a ninguna geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de un punto a otro.

Asociaciones de diaclasas

Las diaclasas no suelen aparecer aisladas, sino asociadas a fallas y a pliegues. Cuando, como suele ocurrir, existen dos o más conjuntos de diaclasas, se habla de un sistema de diaclasas o "joint system". Los más sencillos son:

• Sistema de diaclasas paralelas: todas las diaclasas tienen igual dirección y buzamiento.
• Sistema de diaclasas que se cortan: las diaclasas tienen distintas direcciones y buzamientos y, por lo tanto, se cortan en determinados puntos. El caso más común suele ser el de familias de diaclasas conjugadas, con dos o tres direcciones predominantes de diaclasas producidas por el mismo fenómeno tectónico (distensión o compresión).

Para poder discriminar entre diaclasas de compresión y de distensión hay que estudiar los ejes principales de la deformación local o regional, pues las diaclasas en sí mismas no aportan información suficiente (estrías o desplazamiento). En el caso de diaclasas de extensión la dirección de la familia más notoria suele ser perpendicular a la dirección de la extensión y en las de compresión la bisectriz del ángulo agudo de la intersección de diaclasas la dirección de la misma.

Mecanismos

Los Órganos en la isla La Gomerason el resultado de disyunción columnar en basalto, un tipo de diaclasa producida por enfriamiento.

Deshidratación, como ocurre en sedimentos que quedan al aire después de haber estado sumergidos.La formación de las diaclasas obedece a muy diversas causas, incluyendo fuerzas dirigidas como las que provocan el fallamiento o plegamiento del terreno. Una de las causas más frecuentes de diaclasamiento es la disminución del volumen del material (aumento de la densidad), que a su vez se puede producir por distintos motivos:

• Enfriamiento, como en el caso de las columnatas basálticas. Se forman por coladas basálticas, las cuales, una vez solidificada la lava, por el posterior enfriamiento, se dividen en columnas prismáticas (disyunción columnar). La Calzada de los Gigantes de Irlanda, o Los Órganos de La Gomera son alguno de los muchos ejemplos conocidos de este caso.
• Recristalización. El paso del tiempo favorece, en los materiales geológicos, un reordenamiento de las moléculas que en conjunto amplía la extensión de las redes cristalinas, aumentando la densidad del material, lo que se compensa, como en los casos anteriores, con la formación de grietas.
• Descompresión. Es otra causa importante de diaclasamiento, como la que afecta a un plutón granítico que la erosión va dejando al descubierto. Es así como se originan las formaciones que en el Centro de España se llaman berruecos o berrocales.

Movimientos Sísmicos: 

Los movimientos sísmicos, son rompimientos y vibraciones violentas y repentinas de las rocas en el interior de la Tierra.

Tiene como causa principal y directa a la tectónica de placas.

Durantes los movimientos sísmicos se registran los siguientes elementos:Hipocentro, parte de la corteza donde se presenta la súbita liberación de la energía generada por el rozamiento entre bloques.Epicentro, es el punto de la superficie de la tierra ubicado directamente sobre el foco sísmico

Dentro de la Tierra y sobre ella las perturbaciones mecánicas se propagan en forma de ondas sísmicas, que pueden ser de dos tipos principales: transversales y longitudinales.

 Tipos de terremotos
Aunque la mayor parte de los movimientos sísmicos, los que podríamos llamar seísmos verdaderos, se producen por causas tectónicas, algunos de ellos se pueden producir por otras.
Microsismos: pequeñas vibraciones en la Corteza terrestre provocadas por causas diversas. Entre las más frecuentes se encuentran grandes tormentas, hundimiento de cavernas, desplomes de rocas, etc.
Sismos volcánicos: a veces los fenómenos volcánicos pueden generar movimientos sísmicos. Tal es el caso del hundimiento de calderas volcánicas, destape de las chimeneas en una erupción u otras.
Sismos tectónicos: son los verdadero movimientos sísmicos y los de mayor intensidad. Generalmente asociados a fracturas (fallas). Se producen por formación de fallas, movilización de fallas preexistentes o por movimiento de fallas asociadas.

Índice de sismicidad Se refiere a la susceptibilidad de una región a sufrir terremotos. Se suele medir  por el número de sacudidas sísmicas habidas en un año en un territorio de 100  km2. Son zonas con índice de sismicidad alto las comprendidas en los dos cinturones activos. Están localizadas en los dos cinturones  activos (ver tema anterior); es decir, las costas pacíficas, el Mediterráneo oriental,  etc. En España no hay regiones con índice alto, sólo con índice medio. Dentro de ellas están la Región Bética (Granada - Almería), Galicia y el sur de los Pirineos (Valle del Ebro y costa oriental catalana). Las ondas sísmicas se registran en aparatos denominados sismógrafos, En ellos quedan registradas las ondas correspondientes a los tres tipo de ondas. Las líneas que describen estas ondas nos aportan la información sobre la intensidad del terremoto.

2.3. Intensidad de los terremotos. Las escalas sísmicas

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

Causas

La causa de los terremotos se encuentra en la liberación de energía de la corteza terrestre acumulada a consecuencia de actividades volcánicas y tectónicas, que se originan principalmente en los bordes de la placa.

Aunque las actividades tectónicas y volcánicas son las causas principales por las que se generan los terremotos hay otros factores que pueden originarlos:

• Acumulación de sedimentos por desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas, hundimiento de cavernas.

• Modificaciones del régimen fluvial.

• Variaciones bruscas de la presión atmosférica por ciclones.

Estos fenómenos generan eventos de baja magnitud, que generalmente caen en el rango de microsismos: temblores detectables sólo por sismógrafos.

Escalas de magnitudes

Entre 1963 y 1998 ocurrieron 358 214 terremotos de mayor o menor intensidad.

• Escala magnitud de onda superficial ().

• Escala magnitud de las ondas de cuerpo ().

• Escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (M_L), es una escala logarítmica arbitraria en la que se asigna un número para cuantificar el efecto de un terremoto.

• Escala sismológica de magnitud de momento es una escala logarítmica usada para medir y comparar seísmos. Está basada en medición de la energía total que se libera en un terremoto. En 1979 la introdujeron Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori, como sucesora de la escala de Richter.

Escalas de intensidades

• Escala sismológica de Mercalli, de 12 puntos, desarrollada para evaluar la intensidad de los terremotos según los efectos y daños causados a distintas estructuras. Debe su nombre al físico italiano Giuseppe Mercalli.

• Escala Medvédev-Sponheuer-Kárník, también conocida como escala MSK o MSK-64. Es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra basándose en los efectos destructivos en construcciones humanas y en cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación a la población. Consta de doce grados de intensidad. El más bajo es el número uno. Para evitar el uso de decimales se expresa en números romanos.

• Escala Shindo o escala cerrada de siete, conocida como escala japonesa. Más que en la intensidad del temblor, se centra en cada zona afectada, en rangos entre 0 y 7.

 Estructura interior de la tierra:
La estructura interna de la Tierra, como la de otros planetas terrestres (planetas cuyo volumen está ocupado principalmente de material rocoso), está dividido en capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa sólidamente, mucho más fluida que el manto y una interna sólida. Muchas de las rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×10⁸) de años. Sin embargo, las formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4.400 millones (44×10⁸) de años, lo que nos indica que, al menos, el planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces.