Los tres momentos de la prevención
Los facilitadores del trabajo que se hace en el Aula Sísmica Medeleilis Guzmán insisten, sobremanera, en la necesidad de tomar una serie de medidas orientadas a prevenir nuestra integridad personal. Allí, aparte de dejarse oír el pavoroso estruendo del terremoto de Caracas de 1967, el cual fue grabado, cosas de la vida, sobre la pista de un aguinaldo cantado por un grupo de niños, se hacen los simulacros que estamos seguros a más de uno puede salvarle la vida, aquí o en cualquier otra región del mundo. El taller es completo: nociones elementales sobre lo que es un sismo, las placas tectónicas y su movimiento, el sistema de fallas venezolanas, ingeniería sismorresistente y prevención sísmica: qué se debe hacer antes, durante y después en la escuela, el trabajo y en el hogar. Como el hogar es el asiento, por naturaleza, de la educación y como de lo que se trata es de asumir una actitud preventiva en todo tiempo y lugar, cuyos primeros fundamentos se deben dar al calor de la familia pasamos a detallar algunas de las acciones a seguir en ese ámbito antes, durante y después de un sismo o terremoto.
ANTES
-Elabore un plan de contingencia familiar, con el objeto de precisar las tareas a realizar
por cada miembro del grupo familiar. Practíquelo.
-Identifique los lugares más seguros y las áreas más susceptibles de daño. Mantenga las salidas libres. Asegure y/o reubique objetos
pesados que puedan caer: lámparas, bibliotecas, tableros, materos, calentadores, ventiladores.
-Identifique y asigne un lugar a las llaves.
-Ubique el lugar más seguro y accesible de la casa y en ese espacio disponga de un botiquín de primeros auxilios, agua, comida, destapador, radio, linterna, baterías, extintor, un pito, libreta con teléfonos y direcciones de centros hospitalarios y autoridades. Recuerde que es peligroso almacenar líquidos inflamables y corrosivos.
-Tenga a mano las herramientas para cerrar el agua y el gas.
-Conozca los recursos humanos y materiales
con que cuenta su comunidad (médicos,
ingenieros, provisiones). Precise rutas alternas de escape.
-Cerciórese de saber siempre dónde se encuentran los integrantes de su grupo familiar.
DURANTE
* Trate de mantener la calma.
* Ubíquese debajo de mesas, escritorios, camas, o resguárdese en un lugar resistente
de la edificación. Aléjese de ventanas,
espejos y puertas de vidrio.Protéjase de cualquier objeto que le pueda golpear,
o cortar, al caer.
* Si el edificio es de varios pisos colóquese contra una pared interior y protéjase la cabeza con los brazos.
* Si está en la calle, aléjese de edificaciones,
paredes, postes, árboles, cables eléctricos y otros elementos que puedan caer, también del mar porque pueden ocurrir grandes marejadas.
* Si está en su vehículo deténgalo permaneciendo
en él.
DESPUÉS
º Ponga en marcha su plan de contingencia.
º Cierre el paso del gas, el agua y la electricidad.
º No encienda fósforos, velas ni yesqueros,
porque si hubo rotura de la tubería de gas se puede producir una explosión.
º De producirse un incendio apáguelo siempre y cuando no pongan en peligro su vida o la de otras personas.
º Al desalojar lleve consigo su maletín de primeros auxilios. Sólo use las escaleras, recuerde que puede quedar atrapado si usa el ascensor.
º Procure no caminar descalzo. Preste atención a los escombros que pisa y tenga cuidado al moverlos porque pueden estar soportando estructuras que se pueden caer.
º Encienda la radio de baterías para conocer
las recomendaciones de las autoridades competentes.
º Use el agua de reserva de calentadores, tanques limpios y tanques de pocetas, procurando
no descargar estos últimos hasta tanto no esté seguro de que la tubería de aguas negras no está rota.
º Aléjese de construcciones que se puedan derrumbar.
º Sea solidario: reconforte a las personas que lo necesiten y si tiene los conocimientos básicos de primeros auxilios ocúpese de prestar atención a las personas heridas.
Una recomendación final:
Desarrolle una conciencia sísmica para protegerse en donde quiera que esté (teatros, estadios, cines, restaurantes, centros comerciales, iglesias,
grandes tiendas, salones, etcétera). Estudie el área minuciosamente para determinar dónde se protegerá en caso de ocurrir un terremoto y las probables vías de desalojo.
sábado, 27 de octubre de 2007
El Sismógrafo: sensibilidad y precisión
Los sismógrafos son instrumentos diseñados para captar y registrar el movimiento producido por un sismo, a objeto de transformarlo en un registro gráfico. Fueron ideados a finales del siglo XIX y con el paso del tiempo se han ido perfeccionando,
al punto de contarse hoy en día con equipos altamente sofisticados.
El sismógrafo más viejo del que se tiene conocimiento en Venezuela es el Sismógrafo Wiecher el cual conjugaba los sistemas de detección y de registro en un mismo bloque. Dicho sismográfo tenía un péndulo que pesaba 20 toneladas. Con el avance de la tecnología se fueron diseñando equipos más livianos y modernos, que solamente detectaban el sismo dejando el registro del mismo a otro aparato, que amplificaba la señal para poder observarla y analizarla. Fue así como nació el sismómetro, el cual, como ya hemos dicho, cumple una única función: la detección. Una ventaja adicional de los nuevos aparatos es que se podían movilizar,lo que era francamente impensable con el tonelaje del Wiechert, además su radio de acción es mayor, pudiendo detectar la microsismicidad y señales de otros eventos que se pudieran dar más allá de nuestra plataforma continental y en los países vecinos.
El pasar de un modelo a otro, aparte de significar un enorme adelanto tecnológico, permitió empezar a manejar el concepto de estaciones en red, aspecto importante porque permite una mayor cobertura de la actividad sísmica que se produce en el país.
Luego aparecieron otros sismómetros más modernos como el S-13 y el Ranger , así como otros modelos, cada uno mejorado en relación al anterior o al de la competencia. Hoy en día, se cuenta con instrumentos de banda ancha (como el CMG-T40), que permiten mejorar la medición sismológica al estar integrados por componentes electrónicos que aseguran la captación del evento en tiempo real, son portátiles, soportan con mayor adaptabilidad los cambios climáticos y tienen un mayor rango de detección. Equipos de esta naturaleza son actualmente utilizados en Funvisis, lo que contribuye a respaldar sus labores de investigación.
¿Qué es una Red de Estaciones Sismológicas?
Se le llama así al conjunto de estaciones que reportan los datos detectados por los sismómetros a una estación central para su registro y análisis. En función del área de cobertura, las redes sismológicas pueden ser:
Redes mundiales. Tienen estaciones ubicadas en casi todos
los países del mundo. Este tipo de red tiene la capacidad de localizar sismos en cualquier lugar de la superficie terrestre. Actualmente Estados Unidos, Alemania, Francia, China y Austria poseen redes de cobertura mundial.
Redes nacionales: Son estaciones distribuidas en puntos estratégicos de cada país, con el fin de detectar cualquier tipo de actividad sísmica que se produzca.
Redes locales: Se instalan con el fin de conocer con gran precisión la ubicación de los sismos locales y las fallas que los originan. Los mapas productos de estas redes sirven para orientar la construcción de obras de infraestructura.
Red Sismológica de Venezuela
La Red Sismológica de Venezuela está soportada actualmente por dos subredes: la telemétrica y la satelital. Ambas subredes, así como la Red Acelerográfica Nacional, están en proceso de modernización. La Red Sismológica cuenta en los actuales momentos con 26 estaciones satelitales, localizadas en: El Llanito (Caracas), Birongo y Cúpira (Miranda), El Baúl (Cojedes), Carúpano, Güiria y Guanoco (Sucre), Villa del Rosario (Zulia), Las Mercedes del Llano (Guárico), Dabajuro, Jacura y Montecano (Falcón), Quebrada Arriba, Siquisique, Curarigua, Sanarito
y Terepaima (Lara), Pariaguán (Anzoátegui), Oritupán (Monagas), Socopó (Barinas), Capacho (Táchira), Caicara (Bolívar), Turiamo (Carabobo), Río Grande (Amazonas), isla La Blanquilla, isla Los Testigos, estando previsto instalar las 9 estaciones restantes en La Orchila, Amazonas, Bolívar, Apure, Mérida, Delta Amacuro y Carabobo.
Aparte de las estaciones satelitales, se tienen 8 estaciones
asociadas a la subred Telemétrica, las cuales envían la señal sísmica modulada en VHF a la estación central de El Llanito, donde se obtienen y analizan sus respectivos
sismogramas y esquema del proceso de recepción de datos. Esta red tiene estaciones en: Caracas (Observatorio Cagigal y El LLanito), San Juan de Los Morros (Platillón), Falcón (Morrocoy y Cerro Antonio), Aragua (Las Ollas y Guacamaya) y Cojedes (Cerro El Oso).
Funvisis también cuenta con 3 estaciones que cubren las regiones de Laguneta y El Tocuyo (estado Lara), y Santo Domingo (estado Mérida). En ellas el análisis de los sismogramas se realiza en el sitio. Esta información se envía a la estación central por vía telefónica o fax. Además, en Santo Domingo hay una estación sismológica de banda ancha, asociada a la Red Mundial IRIS (Incorporated Research
Institutions for Seismology).
La Resvac, Red de Estaciones Sismológicas de Apertura Continental, como se conoce esta agrupación de estaciones, posee una estación central ubicada en la sede de Funvisis, en El Llanito, donde se concentra la información proveniente de todas las estaciones sismológicas para la determinación de las características del sismo: localización del hipocentro (epicentro y profundidad), magnitud, polaridad (compresión y dilatación) y fases del sismo (impulsiva y emergente).
La Red Sismológica de Venezuela tiene otras redes locales asociadas que manejan otras instituciones, tales como: la Universidad de Los Andes, la Universidad de Oriente, Desurca, Edelca y Pdvsa.
Sismicidad histórica de Venezuela
La sismicidad histórica es una rama de la Sismología cuyos inicios en Venezuela se remontan al año de 1940, cuando Melchor Centeno Graü, arquitecto, ingeniero y doctor en ciencias Físicas y Matemáticas, egresado de la UCV, hizo uno de los primeros catálogos sobre los sismos que habían asolado al país hasta ese momento.
En el trabajo “Estudios Sismológicos”, Centeno Graü publica un “catálogo general de sismos débiles, fuertes, ruinosos y desastrosos habidos en Venezuela en 409 años desde 1530 hasta 1939”, producto de un largo y arduo trabajo tras la búsqueda de datos en libros, folletos, periódicos,en relaciones escritas halladas en los archivos de particulares y el testimonio oral, transmitido de generación en generación, lo que permitió caracterizar lo que había sido la sismicidad en Venezuela y asentar las bases de lo que sería su proyección futura.
Con este preámbulo, recorramos los testimonios sobre los terremotos más desastrosos que han ocurrido en el país.
1ero. de septiembre de 1530
10:00 (HLV)
En la naciente población de Nueva Toledo (Cumaná), al oriente de la costa venezolana, un movimiento sísmico destruyó
buena parte de la fortaleza allí construida y viviendas de los habitantes del área “que son de paja y madera”. Súbitamente
el mar se alzó y sobrepujó los límites ordinarios “en altura de cuatro estados” (aproximadamente 15 a 20 toesas), llegando a las serranías cercanas a una media legua de distancia (Castellanos, 1589; Herrera, 1601). Murió mucha
gente ahogada. La tierra se abrió por diversas partes “e hiciéronse muchos pozos”. La montaña al lado del golfo de Cariaco quedó abierta (Humboldt, 1842).
3 de febrero de 1610
15:00 (HLV)
Según Fray Pedro Simón (1626), La Grita, en el estado Táchira, y el valle de Bailadores, en el estado Mérida, fueron afectados por un fuerte terremoto el cual se sintió en muchas leguas a la redonda. No sólo derribó casas y conventos, causando unas 60 víctimas, que fueron muchas para “las pocas (personas) que tiene aquella tierra”, sino que los ríos y quebradas se secaron temporalmente, desapareciendo el agua en las aberturas de la tierra que se formaron en un lecho, al día siguiente crecieron, con aguas turbias. Hubo deslizamientos importantes que, seguramente,
explican el fenómeno antes constatado.
11 de junio de 1641
08:15 (HLV)
Este terremoto arruinó la primera ciudad de Cúa, afectó
Caracas donde cayeron iglesias y otros edificios construidos
para ese entonces; se sintió fuerte en Cumaná. En 1690 fundaron la nueva ciudad de Cúa, con el nombre de El Rosario de Cúa, un kilómetro más al norte que la anterior,
ubicada en la hacienda Marín.
16 de enero de 1644
05:30 (HLV)
Sismo ruinoso que causó estragos en diversas localidades
de la cordillera andina. De acuerdo a Ramírez (1975), Pamplona quedó arruinada; hubo allí muchos muertos y heridos. Según Centeno (1940) el mismo causó estragos en Táriba, San Cristóbal, Mérida y hasta Trujillo. En San Antonio
de Mucuñó, en el Valle de las Acequias, se informó que todo quedó hundido y con grietas profundas, una de las cuales atravesó la iglesia.
21 de octubre de 1766
04:30 (HLV)
Por la extensión de su área sentida y la duración de las réplicas éste es, probablemente, el terremoto de mayor magnitud que haya afectado el nororiente de Venezuela. Ocasionó daños en diversas localidades del oriente del país,en los Castillos de Guayana, en Guarenas y Caracas, en la Isla de Margarita y en Trinidad. Fue sentido en Maracaibo, al occidente del país, hasta la isla de Martinica al norte del Mar Caribe. En el río Orinoco desaparecieron islas.
26 de marzo de 1812
04:02 (HLV)
Afectó severamente localidades muy distantes como Mérida, Barquisimeto, San Felipe y Caracas, con un número elevado de víctimas ya que sucedió un Jueves Santo, minutos después del inicio de la misa. En base a la distribución de daños, se ha postulado
que pueden haber sido 3 focos diferentes, distanciados unos de otros. En el área de Mérida se dieron cifras del orden de 5 mil víctimas. En el área de Barquisimeto y San Felipe, ambas localidades severamente afectadas, el número de víctimas sería de 3.000 en San Felipe y de 4.000 a 5.000 muertos en Barquisimeto. En Caracas el número de víctimas se estimó en 10.000. Los barrios situados al norte de la ciudad fueron destruidos casi por completo; al sur y al oeste los daños fueron menores. Las fuentes de agua se secaron y las tuberías de los aljibes se dañaron. En las vegas del Guaire se constataron borbotones de agua que manaron por varios días. En el Avila hubo grandes derrumbes y se formaron grietas de grandes dimensiones. Asimismo, se sintió en otras localidades del país.
15 de julio de 1853
14:15 (HLV)
Sismo destructor en Cumaná. El número de víctimas pudo llegar a 4.000, hubo un maremoto de 5 a 6 m, que inundó una extensión de 200 m por las sabanas del Salado y Caigüire y se abrieron grietas en el suelo, algunas paralelas
al río Manzanares; igualmente, se constataron hundimientos
en los arenales de Caigüire y Sabana del Peñón. Cayeron templos, la casa de gobierno, la Aduana, el cuartel de infantería, el colegio, el puente que se hallaba construido “sobre estacadas”.
12 de abril de 1878
20:40 (HLV)
Sismo destructor al sur de Caracas que arruinó la localidad
de Cúa, de unos 3.000 habitantes en ese momento, de los cuales entre 300 y 400 perecieron bajo los escombros.
Según Ernst (1878) las casas en la parte baja, llanos aluvionales (Limón, Cruz Verde, salida para San Casimiro y Chupulún), sufrieron relativamente poco a diferencia de la parte alta de la ciudad, calina rocosa, que fue devastada. La tierra se abrió en diferentes lugares aún cuando Ernst estima que pudiera ser consecuencia de la sequía. Guardia (1878), testigo presencial, describe grietas cercanas al río en dirección este-oeste y promontorios de arena. El foco fue estimado como superficial por Ernst “ya que la destrucción
estuvo limitada a una milla cuadrada”, aún cuando el sismo se sintió a cien millas de distancia. En Caracas se agrietaron edificios. Se sintió en La Guaira, Puerto Cabello,Valencia, Maracay, La Victoria. En Charallave ocasionó daños y también en San Diego, Yare, Santa Lucía y Santa Teresa del Tuy. “The Times” de Londres dio la cifra de 600 muertos. Hubo incendios producidos por el petróleo de las lámparas y por el aguardiente de los establecimientos.
28 de abril de 1894
22:15 (HLV)
Gran terremoto de los Andes venezolanos, arruinó a Mérida (4 muertos), Santa Cruz (115 muertos), Zea (69), Tovar (50), Mesa Bolívar (51), Lagunillas (21), Chiguará (9) y otros pueblos. El total de víctimas fue de 319 y numerosos
heridos. Según Tulio Febres Cordero, aparte de todas las poblaciones de los andes venezolanos la onda sísmica abarcó Coro, La Vela, Acarigua, Tinaco, Tinaquillo, Puerto Cabello, Valencia, Maracay, Villa de Cura, San Juan, Ortíz,
Cúa, Charallave, Santa Lucía, San Casimiro, Ocumare del Tuy, Altagracia, Valle de la Pascua, Tucupido y Zaraza. Según Rudolf (1895), en Maracaibo se sintió fuerte en un barco anclado allí.Meses después del sismo, en las selvas de Onia, entre los ríos Chama y Escalante, los observadores encontraron que la selva virgen aparecía seca o muerta, y árboles seculares arrancados de cuajo; las poblaciones cercanas a este lugar fueron las destruidas con mayor violencia. Algunos observadores indicaron que el área más afectada era cercana a la del terremoto de febrero de 1610. Hubo grandes deslizamientos y las aguas de ríos y torrentes corrieron por más de un mes revueltas con barro y vegetales. Las pérdidas fueron inmensas.
29 de octubre de 1900
04:42 (HLV)
Este sismo afectó a Macuto, Naiguatá, Guatire, Guarenas,
Higuerote, Carenero y otros pueblos de Barlovento donde hubo grandes daños y víctimas. Muchos edificios en Caracas se agrietaron y algunos se derrumbaron. De acuerdo al periódico “The Times” de Londres (octubre 30 a noviembre 2, 1900), el segundo piso de la legación británica desapareció. Guarenas fue destruida, con un saldo de 25 muertos; San Casimiro, Cúa y Charallave quedaron en ruinas y la línea férrea que une Carenero con Río Chico sufrió daños considerables; en la Guaira y Maiquetía hubo muchas casas deterioradas; Macuto, siete muertos, 30 heridos y grietas en el terreno; La Vega y El Valle, casas dañadas, un muerto; Baruta, 4 heridos; Antímano y Los Teques, varias casas caídas y otras deterioradas; Petare y Los Mariches, heridos y una víctima; Higuerote, varios muertos y heridos; en San José de Río Chico el río se salió de cauce y se desbordó hacia Río Chico; en Puerto Tuy, las olas del mar se elevaron varios metros; Paparo, daños severos; Carenero, 3 muertos; Tacarigua, Curiepe, Capaya, Caruao y Río Grande, muy afectados; Carayaca, heridos;Naiguatá, Los Caracas y Camurí Grande, grietas en el suelo,
derrumbes y muertos; Chuspa, La Sabana, Quebrada Seca, daños generalizados; Barcelona, grietas en el terreno; Clarines, daños.
17 de enero de 1929
07:32 (HLV)
Terremoto destructor en Cumaná que dejó la ciudad llena de escombros (ver detalle de la Fig. 22). El mar se retiró como 200 m en el área de Puerto Sucre y vino después
una ola como de 6 m de altura que barrió parte de las casas de la playa. Hubo 40 muertos. El movimiento se sintió fuerte en Barcelona, Margarita, Güiria, Carúpano, Río Caribe, Irapa, Yaguaraparo, Maturín, San Francisco y otros pueblos. En Cariaco, Cumanacoa, San Fernando, Arenas, Golfo de Paria y Santa Fe, hizo estragos de consideración (Centeno, 1940).
En Higuerote y Río Chico se sintió el temblor así como en Caracas. Se abrieron grietas a orillas del río Manzanares y en las sabanas de El Salado y Caigüire, que están al oeste y norte de la ciudad.
Desde El Peñón, al noreste de Cumaná, hasta la colina donde está el Castillo de San Antonio se abrió una grieta que partió los muros de la construcción; esa grieta tenía como 4 km de longitud. Aparentemente, dicha grieta también
fue visible en el sismo del 15/7/1853. Centeno (1940) también describe otras grietas y zanjones asociados a fallas geológicas.
En las “Seismological Notes” (1ero. de junio 1929) se mencionan los daños en el vapor “Commewijne” como consecuencia del maremoto, muchos botes pequeños fueron
hundidos.
14 de marzo de 1932
18:42 (HLV)
Ruinoso temblor en La Grita, Tovar, El Cobre, Seboruco,
Pregonero, Rubio, San Pedro del Río, Queniquea, río Bobo; destruyó casas y hubo pocas víctimas. Otros pueblos de la cordillera andina sufrieron daños como Zea, Bailadores, Guaraque, Mesa Bolívar, Mesa de la Grita, Ureña, El Peñón, independencia. En Santa Ana, Trujillo, hubo muchas viviendas averiadas. Se sintió fuerte en varios pueblos de Colombia y se sintió en Maracay, la Victoria, en varios lugares del estado Carabobo, en Calabozo y otros pueblos del llano (Centeno, 1940). En la carretera trasandina hubo derrumbes.
3 de agosto de 1950
18:18 (HLV)
Terremoto de El Tocuyo (varios muertos y 70 heridos)
que afectó numerosas localidades del estado Lara. Probablemente asociado a la falla de Boconó. Este sismo ocasionó daños en El Tocuyo, 250 casas destruidas y 700 dañadas, Guaríco, Anzoátegui (muy dañado), Humocaro Alto, Guaitó, Chabasquén, daños en Barquisimeto, Guanare,Carora, Biscucuy, Carache. En el pueblo de Guaitó, donde hubo un muerto y 17 heridos, apareció una fisura por donde brotó agua hirviente y sulfurosa de la tierra. Se sintió en Cabimas, Maracaibo (algún daño), Coro, San Fernando de Apure y La Victoria. Hubo deslizamientos en el valle del río Tocuyo y varias vías de comunicación quedaron
tapiadas por deslizamientos de tierra.
29 de julio de 1967
19:59 (HLV)
Denominado terremoto cuatricentenario de Caracas, este evento ocasionó daños importantes en Caraballeda, Caracas y el litoral central y fue sentido en la región norte central del país. Destacan efectos locales al sur del Lago de Valencia (Güigüe), algunos deslizamientos en la Cordillera de la Costa. Rial (1977) concluyó que se trató de un sismo múltiple, a lo largo de una falla de rumbo NW – SE: 3 eventos, posiblemente pertenecientes al sistema de fallas de Tacagua.
Según el “Seismological Notes” (junio 1968), el número de víctimas fue de 240, hubo 1.536 heridos y las pérdidas fueron de 50 millones de dólares. Según datos proporcionados
por instituciones del país hubo 274 muertos, 2.000 heridos y las pérdidas alcanzaron los 100 millones de dólares.
Las consecuencias de este sismo han sido trascendentes en la ingeniería estructural venezolana. La ruina total de 4 edificios con 10-12 niveles, construidos entre 1962-1966, la ruina parcial de otros edificios de altura semejante (algunos
de los cuales fueron demolidos), el colapso de algunas edificaciones de menor altura en el área de Caraballeda (Figs. 23 y 24) y los efectos locales del terreno en el valle de Caracas e inmediaciones, constituyeron evidencias y experiencias novísimas en la ingeniería sismorresistente, las cuales se han ido incorporando en las normativas de diseño antisísmico de todo el mundo.
No hubo interrupción de los servicios básicos, salvo los telegráficos y telefónicos.
18 de octubre de 1981
00:31 (HLV)
Sismo en la zona fronteriza Colombo-Venezolana que ocasionó daños en San Antonio del Táchira, Ureña, Cúcuta y otros poblados. En San Cristóbal el centro clínico, de reciente construcción, presentó agrietamientos en las losas de cerámica y algunas fisuras en vigas. En el Hospital Central y otros edificios de la ciudad los daños fueron menores. Los daños en San Antonio del Táchira fueron más importantes, tanto en viviendas como en edificaciones escolares. En el hospital los daños se limitaron al agrietamiento de los frisos.
En adición a las caídas de rocas constatadas en carreteras del área y derrumbes aislados, algunos de los cuales interrumpieron el tránsito por carretera, destaca en este sismo el deslizamiento del terraplén de San Josesito, en la vía del llano, que prácticamente tapió el denominado barrio Escondido, un área ya afectada en el año 1978 por un deslizamiento procedente de las laderas inmediatas; la intensa lluviosidad anterior al sismo dio lugar a un deslizamiento violento con pérdidas de vida que con seguridad excedieron a los 15 cadáveres rescatados. Otros deslizamientos
similares sucedieron en Vega de Aza, Guaimarala y en El Pueblito. De este movimiento sísmico se obtuvieron registros acelerográficos a una distancia de unos 100 km del epicentro.
9 de julio de 1997
15:24 (HLV)
Los estados más afectados en Venezuela fueron Sucre, Anzoátegui y Monagas, siendo también sentido en las islas de Trinidad y Tobago. Los daños mayores se concentraron en la población de Cariaco y en Cumaná, capital del estado Sucre. Sobrevolada la zona se pudo reconocer la existencia de deformación superficial directamente producida por la falla de El Pilar, entre Cariaco y Casanay. El resto de la ruptura
superficial entre Cariaco y Muelle de Cariaco, totalizó una longitud mínima de ruptura cosísmica de unos 30 km entre Muelle de Cariaco al oeste y el caserío Las Varas al suroeste de Casanay. Los investigadores consideraron que la longitud total de la ruptura fue superior a los 30 km evaluados y más bien cercana a los 50 km de longitud, tal y como lo evidenció el estudio sismológico realizado. El desplazamiento
cosísmico manifiesto en calles, brocales, aceras,
paredes de casas, tuberías afectadas, canales de riesgo, entre otros, se constató en el Muelle de Cariaco, Terranova, canal de riego de Cariaco, en Las Manoas, Carrizal de la Cruz, balneario La Piragua, al noroeste de Pantoño, carretera
Cariaco-Aguas Calientes-Casanay-Carúpano, carretera asfaltada Casanay-Las Varas.
Cabe señalar que, según los investigadores, parte de la ruptura, al oeste, estaba en la plataforma del Golfo de Cariaco, unos 15 km, lo que explicaría los daños considerables presentes tanto en Chiguana como en San Antonio del Golfo, ubicado a unos 15 km al oeste del Muelle de Cariaco. En el este, la ruptura, por las características del terreno, no pudo ser seguida, sin embargo, se piensa que “transcurrió” por unos 5 km más, visto que decreció abruptamente.
Este sismo arrojó los siguientes resultados: Cumaná, afectados varios edificios en construcción; Cariaco, gran cantidad de viviendas colapsadas, un porcentaje importante presentó daños severos, incapaces de resistir un movimiento de baja o mediana intensidad; Muelle de Cariaco, daños graves en viviendas, recomendándose la demolición de algunas de ellas; San Antonio del Golfo, daños considerasbles en viviendas, fue afectada la vialidad por separación de brocales y bloques
prefabricados de concreto, hubo deformaciones y rupturas parciales de los elementos mismos de la vialidad; Nueva Colombia, colapso de viviendas de bahareque; Chiguana, Río Casanay, Casanay, Yaguaraparo, el Pilar, daños es tructurales, generalmente localizados en viviendas informales,en su mayoría de bahareque. Otros efectos: licuación de suelos, deslizamientos y derrumbes.
martes, 16 de octubre de 2007
Teoria de la Deriva de los continentes
La teoría del movimiento de los continentes, cuyas primeras ideas fueron esbozadas por el alemán Alfred Wegener en 1912, quien aseguraba que hace 200
millones de años los continentes estaban juntos, formando una gran masa o supercontinente llamado Pangea, fracturado y dispersado después por grandes movimientos horizontales.
Para avalar su teoría analizó los mapas geológicos donde se demostraba la existencia de tipos de roca muy similares entre Norteamérica y Europa, y Suramérica y África. Datos aportados por paleontólogos y climatólogos contribuyeron a darle fuerza a su teoría; sin embargo, en ese entonces, nadie creyó en su propuesta sobre el movimiento
de los continentes.
Hacia 1960, nuevos datos permitieron reactivar las ideas de Wegener, donde se encontraba que los continentes sí se movían, pero como parte de un movimiento mayor, cuya clave estaba en las profundidades del mar.
Los estudios sobre el fondo del océano Atlántico arrojaron una serie descubrimientos importantes: la existencia de cordilleras submarinas o dorsales centro-oceánicas que pasan por todos los mares y cuya extensión acumulada es de unos 80.000 km, que en su parte central dichas cordilleras se dividen en dos mitades y en el medio hay muchos volcanes activos y emanaciones de aguas calientes; asimismo,se descubrió que en todos los mares hay trincheras o fosas muy profundas, de 8.000 m o más, mientras que la profundidad promedio de los océanos es de unos 4.000 m y -lo más impactante- que las rocas del fondo del mar no pasan de los 200 millones de años.
Para sorpresa de los investigadores también se constató que la capa de sedimentos era bastante delgada, de 500 a 1.000 m de espesor, a pesar de que por millones de años se ha sedimentado una cantidad inimaginable de toneladas de lodo y restos de seres vivos.
millones de años los continentes estaban juntos, formando una gran masa o supercontinente llamado Pangea, fracturado y dispersado después por grandes movimientos horizontales.
Para avalar su teoría analizó los mapas geológicos donde se demostraba la existencia de tipos de roca muy similares entre Norteamérica y Europa, y Suramérica y África. Datos aportados por paleontólogos y climatólogos contribuyeron a darle fuerza a su teoría; sin embargo, en ese entonces, nadie creyó en su propuesta sobre el movimiento
de los continentes.
Hacia 1960, nuevos datos permitieron reactivar las ideas de Wegener, donde se encontraba que los continentes sí se movían, pero como parte de un movimiento mayor, cuya clave estaba en las profundidades del mar.
Los estudios sobre el fondo del océano Atlántico arrojaron una serie descubrimientos importantes: la existencia de cordilleras submarinas o dorsales centro-oceánicas que pasan por todos los mares y cuya extensión acumulada es de unos 80.000 km, que en su parte central dichas cordilleras se dividen en dos mitades y en el medio hay muchos volcanes activos y emanaciones de aguas calientes; asimismo,se descubrió que en todos los mares hay trincheras o fosas muy profundas, de 8.000 m o más, mientras que la profundidad promedio de los océanos es de unos 4.000 m y -lo más impactante- que las rocas del fondo del mar no pasan de los 200 millones de años.
Para sorpresa de los investigadores también se constató que la capa de sedimentos era bastante delgada, de 500 a 1.000 m de espesor, a pesar de que por millones de años se ha sedimentado una cantidad inimaginable de toneladas de lodo y restos de seres vivos.
TEORIA DE LA TECTONICA DE PLACAS
Tectónica de placas
Según esta teoría, la litosfera está seccionada en placas que se encuentran sobre el segundo nivel del manto o astenosfera,que es más plástico o pastoso. Dichas placas, separadas por cadenas montañosas o fosas, se mueven lentamente, chocando o rozándose unas con otras. Por el centro de estas cadenas montañosas, sube constantemente material fundido del manto y por las fosas baja roca de la corteza oceánica hacia el manto.
Las placas se mueven relativamente entre ellas y en los bordes o zonas de interacción pueden producirse algunos de los siguientes fenómenos:
1)Formación de nueva corteza: El desplazamiento del magma, fundido y muy caliente, que escapa hacia el exterior
provoca volcanes y terremotos de magnitud variable. Como ejemplo están los volcanes del centro del océano Atlántico.
2)Roce entre placas: Al pasar una al lado de la otra se crean esfuerzos, los cuales se liberan violentamente cuando
las rocas llegan a su punto de fractura. Esta situación produce terremotos que pueden llegar a ser de naturaleza variable. Un caso como este es lo que ocurre mayormente al norte de Venezuela.
3) Choques entre placas: Aquí se pueden dar 3 situaciones:
Choque de dos placas continentales. Debido a su poca densidad ninguna se hunde, pero el choque hace que se arruguen formando una cadena montañosa, como la de los Himalayas y los Alpes, por ejemplo. Este tipo de choque también produce frecuentes terremotos.
Choque entre una placa oceánica y una placa continental.
Como la corteza oceánica es más densa, la placa subduce, regresa al manto y forma las grandes fosas que se han encontrado en los bordes de los océanos. Como consecuencia del choque se arruga la corteza y se forma una cadena montañosa. El choque de las dos placas y el descenso de la placa con corteza oceánica hacia las profundidades del planeta, también produce tensiones
Convergencia Continental-Continental. Fuente: Moore, 1996.
Astenosfera
Montañas
Zonas de subducción
Corteza continental
Litosfera
Corteza oceánica
Astenosfera entre las rocas, que pueden llegar a provocar terremotos.
Uno de los mejores ejemplos es la cordillera andina, desde Colombia hasta Chile.
Choque de dos placas oceánicas. Aquí se hunde la más delgada o más densa de las dos. También ocurren terremotos y volcanes y se pueden originar islas volcánicas,
como ocurre en las Antillas.
Fig. 8. Convergencia Oceánica-Continental. Fuente: Moore, 1996.
Fig. 9. Convergencia Oceánica-Oceánica. Fuente: Moore, 1996.
Volcán
Fosa
Litosfera
Astenosfera
Corteza oceánica
Corteza continental
Zona de subducción
Magma
Fosa
Corteza Oceánica
Litosfera
Placas tectónicas.
Los investigadores tienen argumentos para justificar el movimiento de las placas tectónicas: que la salida del magma caliente empuja a las placas y las aleja unas de otras, que la subducción en las fosas oceánicas arrastra al resto de la placa y la hace moverse, que estas placas se mueven debido a que en el manto se forman corrientes de convección.
Esta última hipótesis es la más aceptada y significa que la roca del manto cercano al núcleo terrestre se calienta y, por lo tanto, se hace menos densa y sube. Al subir desplaza hacia abajo la roca más fría, que a su vez se calienta y sube. Se establece así un movimiento en circuito cerrado de la masa rocosa. Este movimiento empuja entonces a las placas de arriba produciendo su desplazamiento.
Tectonica de placas
En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando paulatinamente (Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la "Deriva Continental", en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos". Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los límites de Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, América del Sur y Australia (por ejemplo), y algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como es el caso de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos. La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300 m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un supercontinente, al que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la teoría de Wegener no supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la concepción aceptada de que el planeta era una masa única e inmóvil, esta teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad geológica.
Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente de las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era que, atraida por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en dirección Norte durante el proceso de solidifación. Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la magnetita perdia su orientación Norte, y si la formación era separada por un proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en las rocas sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los continentes se habían desplazado durante la historia del planeta.
En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico; fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y tomado de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el manto como "en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980). Hess sugirió que por las dorsales mesooceánicas emanaba material desde el manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y que la acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico se expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se encuentran de éstas. Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la corteza continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos y el aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de la corteza en esas zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de subducción.
Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún considerada como una sola capa sólida.
Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos (un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado directamente encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se producían los sismos, generalmente a lo largo de lineas o regiones bien delimitadas. Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas (las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las grandes fosas oceánicas.
Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominano "Placas Litosféricas", estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un piezas de un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad, el cual implica la corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en grandes pedazos. Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa.
Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo también de Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y el Magnesio, y se pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima de este, denominada Astenósfera, que se encuentra en un estado parcialmente fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el manto superior, una última capa, sólida, sobre la cual se apoya la corteza terrestre. Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos ferromagnésicos en su mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza Oceánica, la C. Continental y el Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato fragmentado en el que tienen lugar los movimientos de las placas litosféricas.
Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan estos bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente, Convergente o Transformante.
Falla Divergente:
Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse "empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un ejemplo de esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.
Falla Convergente:
Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C. Oceánica y C. Continental-C. Continental.
En el primer tipo de convergencia, la corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de esta última, proceso conocido como "subducción", y se funde al llegar a la Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan sedimentos, antes marinos, junto con parte de la corteza misma, produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta cordillera se caracteriza por exhibir una serie de volcanes o "Arco Volcánico", producto de el flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con el calor producido por la fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la placa de Nazca y la de Suramérica.
En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso anterior). En esta caso, la fricción de la subducción también provoca la aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.
En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.
Falla Transformante:
Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una de la otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta (...) donde el movimiento relativo de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien por que en un posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una sección de una dorsal, que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de falla.
Al integrar todo esto como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar explicarlo en base a las evidencia encontradas hasta el presente:
El manto no permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las corrientes de convección no pueden transmitirse a través de éste; en cambio si tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el material parcialmente fundido que la constituye. A esto se le suma el efecto de la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su gran peso tienden a contribuir con el proceso de subducción. Por otra parte, producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado por zona de mayor "fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del fondo oceánico o un proceso de fracturación y divergencia en una masa continental.
Según esta teoría, la litosfera está seccionada en placas que se encuentran sobre el segundo nivel del manto o astenosfera,que es más plástico o pastoso. Dichas placas, separadas por cadenas montañosas o fosas, se mueven lentamente, chocando o rozándose unas con otras. Por el centro de estas cadenas montañosas, sube constantemente material fundido del manto y por las fosas baja roca de la corteza oceánica hacia el manto.
Las placas se mueven relativamente entre ellas y en los bordes o zonas de interacción pueden producirse algunos de los siguientes fenómenos:
1)Formación de nueva corteza: El desplazamiento del magma, fundido y muy caliente, que escapa hacia el exterior
provoca volcanes y terremotos de magnitud variable. Como ejemplo están los volcanes del centro del océano Atlántico.
2)Roce entre placas: Al pasar una al lado de la otra se crean esfuerzos, los cuales se liberan violentamente cuando
las rocas llegan a su punto de fractura. Esta situación produce terremotos que pueden llegar a ser de naturaleza variable. Un caso como este es lo que ocurre mayormente al norte de Venezuela.
3) Choques entre placas: Aquí se pueden dar 3 situaciones:
Choque de dos placas continentales. Debido a su poca densidad ninguna se hunde, pero el choque hace que se arruguen formando una cadena montañosa, como la de los Himalayas y los Alpes, por ejemplo. Este tipo de choque también produce frecuentes terremotos.
Choque entre una placa oceánica y una placa continental.
Como la corteza oceánica es más densa, la placa subduce, regresa al manto y forma las grandes fosas que se han encontrado en los bordes de los océanos. Como consecuencia del choque se arruga la corteza y se forma una cadena montañosa. El choque de las dos placas y el descenso de la placa con corteza oceánica hacia las profundidades del planeta, también produce tensiones
Convergencia Continental-Continental. Fuente: Moore, 1996.
Astenosfera
Montañas
Zonas de subducción
Corteza continental
Litosfera
Corteza oceánica
Astenosfera entre las rocas, que pueden llegar a provocar terremotos.
Uno de los mejores ejemplos es la cordillera andina, desde Colombia hasta Chile.
Choque de dos placas oceánicas. Aquí se hunde la más delgada o más densa de las dos. También ocurren terremotos y volcanes y se pueden originar islas volcánicas,
como ocurre en las Antillas.
Fig. 8. Convergencia Oceánica-Continental. Fuente: Moore, 1996.
Fig. 9. Convergencia Oceánica-Oceánica. Fuente: Moore, 1996.
Volcán
Fosa
Litosfera
Astenosfera
Corteza oceánica
Corteza continental
Zona de subducción
Magma
Fosa
Corteza Oceánica
Litosfera
Placas tectónicas.
Los investigadores tienen argumentos para justificar el movimiento de las placas tectónicas: que la salida del magma caliente empuja a las placas y las aleja unas de otras, que la subducción en las fosas oceánicas arrastra al resto de la placa y la hace moverse, que estas placas se mueven debido a que en el manto se forman corrientes de convección.
Esta última hipótesis es la más aceptada y significa que la roca del manto cercano al núcleo terrestre se calienta y, por lo tanto, se hace menos densa y sube. Al subir desplaza hacia abajo la roca más fría, que a su vez se calienta y sube. Se establece así un movimiento en circuito cerrado de la masa rocosa. Este movimiento empuja entonces a las placas de arriba produciendo su desplazamiento.
Tectonica de placas
En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando paulatinamente (Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la "Deriva Continental", en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos". Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los límites de Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, América del Sur y Australia (por ejemplo), y algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como es el caso de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos. La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300 m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un supercontinente, al que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la teoría de Wegener no supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la concepción aceptada de que el planeta era una masa única e inmóvil, esta teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad geológica.
Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente de las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era que, atraida por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en dirección Norte durante el proceso de solidifación. Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la magnetita perdia su orientación Norte, y si la formación era separada por un proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en las rocas sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los continentes se habían desplazado durante la historia del planeta.
En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico; fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y tomado de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el manto como "en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980). Hess sugirió que por las dorsales mesooceánicas emanaba material desde el manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y que la acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico se expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se encuentran de éstas. Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la corteza continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos y el aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de la corteza en esas zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de subducción.
Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún considerada como una sola capa sólida.
Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos (un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado directamente encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se producían los sismos, generalmente a lo largo de lineas o regiones bien delimitadas. Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas (las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las grandes fosas oceánicas.
Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominano "Placas Litosféricas", estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un piezas de un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad, el cual implica la corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en grandes pedazos. Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa.
Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo también de Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y el Magnesio, y se pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima de este, denominada Astenósfera, que se encuentra en un estado parcialmente fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el manto superior, una última capa, sólida, sobre la cual se apoya la corteza terrestre. Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos ferromagnésicos en su mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza Oceánica, la C. Continental y el Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato fragmentado en el que tienen lugar los movimientos de las placas litosféricas.
Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan estos bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente, Convergente o Transformante.
Falla Divergente:
Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse "empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un ejemplo de esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.
Falla Convergente:
Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C. Oceánica y C. Continental-C. Continental.
En el primer tipo de convergencia, la corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de esta última, proceso conocido como "subducción", y se funde al llegar a la Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan sedimentos, antes marinos, junto con parte de la corteza misma, produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta cordillera se caracteriza por exhibir una serie de volcanes o "Arco Volcánico", producto de el flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con el calor producido por la fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la placa de Nazca y la de Suramérica.
En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso anterior). En esta caso, la fricción de la subducción también provoca la aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.
En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.
Falla Transformante:
Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una de la otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta (...) donde el movimiento relativo de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien por que en un posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una sección de una dorsal, que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de falla.
Al integrar todo esto como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar explicarlo en base a las evidencia encontradas hasta el presente:
El manto no permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las corrientes de convección no pueden transmitirse a través de éste; en cambio si tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el material parcialmente fundido que la constituye. A esto se le suma el efecto de la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su gran peso tienden a contribuir con el proceso de subducción. Por otra parte, producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado por zona de mayor "fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del fondo oceánico o un proceso de fracturación y divergencia en una masa continental.
jueves, 11 de octubre de 2007
DIATROFISMO Y VULCANISMO
Relieve terrestre: Distintas fuerzas
La litosfera presenta un aspecto desigual. Esta irregularidad es la que llamamos relieve terrestre. Las formas del relieve influyen, directamente, en la capacidad de asentamiento humano.
A través de miles de millones de años, el relieve ha ido modificándose, y lo sigue haciendo. Su aspecto varía porque sobre él actúan fuerzas de origen interno y otras de origen externo.
Fuerzas internas
Las fuerzas de origen interno son el diastrofismo y el vulcanismo. Se clasifican de este modo porque ambas provienen del interior de la Tierra y construyen el relieve.
Diastrofismo: se llama así a las perturbaciones de la litosfera, producto de un cambio en su ordenamiento. Las principales fuerzas diastróficas son los plegamientos y las fallas.
Nos referimos a plegamientos cuando, debido a una fuerte presión, las rocas se pliegan a ésta -es decir, se amoldan a la presión-. Así el relieve varía y se muestra ondulado.
Esto es posible siempre y cuando las rocas sean lo suficientemente flexibles, de modo que puedan amoldarse. Si no es así, se originan las grietas o fracturas en los mantos de rocas.
Cuando el movimiento diastrófico es en un sentido vertical y se presenta en un sector donde hay fractura, surge un desnivel del manto de rocas. Queda un bloque elevado, otro más hundido, y otro también elevado. Definimos esta disposición de la litosfera como falla.
Vulcanismo: es la actividad volcánica. Las erupciones volcánicas se producen cuando las rocas que se encuentran bajo la litosfera emergen a la superficie en estado líquido, debido a un aumento de la presión.
Estas rocas en estado líquido se conocen como magma.
Cuando el magma asciende hacia la superficie de la litosfera, funde las rocas que encuentra a su paso. Al llegar al exterior, origina una erupción volcánica.
En ocasiones, el magma no logra salir a la superficie. En-tonces, se solidifica en las partes superiores de la litosfera. Este fenómeno se denomina intrusión ígnea.
Las erupciones volcánicas permiten equilibrar la presión al interior de nuestro planeta. El volcán cumple la función de un tubo de chimenea, mediante el que se expulsa el magma.
La litosfera presenta un aspecto desigual. Esta irregularidad es la que llamamos relieve terrestre. Las formas del relieve influyen, directamente, en la capacidad de asentamiento humano.
A través de miles de millones de años, el relieve ha ido modificándose, y lo sigue haciendo. Su aspecto varía porque sobre él actúan fuerzas de origen interno y otras de origen externo.
Fuerzas internas
Las fuerzas de origen interno son el diastrofismo y el vulcanismo. Se clasifican de este modo porque ambas provienen del interior de la Tierra y construyen el relieve.
Diastrofismo: se llama así a las perturbaciones de la litosfera, producto de un cambio en su ordenamiento. Las principales fuerzas diastróficas son los plegamientos y las fallas.
Nos referimos a plegamientos cuando, debido a una fuerte presión, las rocas se pliegan a ésta -es decir, se amoldan a la presión-. Así el relieve varía y se muestra ondulado.
Esto es posible siempre y cuando las rocas sean lo suficientemente flexibles, de modo que puedan amoldarse. Si no es así, se originan las grietas o fracturas en los mantos de rocas.
Cuando el movimiento diastrófico es en un sentido vertical y se presenta en un sector donde hay fractura, surge un desnivel del manto de rocas. Queda un bloque elevado, otro más hundido, y otro también elevado. Definimos esta disposición de la litosfera como falla.
Vulcanismo: es la actividad volcánica. Las erupciones volcánicas se producen cuando las rocas que se encuentran bajo la litosfera emergen a la superficie en estado líquido, debido a un aumento de la presión.
Estas rocas en estado líquido se conocen como magma.
Cuando el magma asciende hacia la superficie de la litosfera, funde las rocas que encuentra a su paso. Al llegar al exterior, origina una erupción volcánica.
En ocasiones, el magma no logra salir a la superficie. En-tonces, se solidifica en las partes superiores de la litosfera. Este fenómeno se denomina intrusión ígnea.
Las erupciones volcánicas permiten equilibrar la presión al interior de nuestro planeta. El volcán cumple la función de un tubo de chimenea, mediante el que se expulsa el magma.
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