GEOLOGÍA APLICADA A LA INGENIERÍA CIVIL

GEOLOGÍA APLICADA A LA INGENIERÍA CIVIL from JUANCA

RECURSOS NATURALES

RECURSOS NATURALES from JUANCA

El agua, recursos renovables y no renovables

RECURSOS NATURALES

RECURSOS NATURALES

Un recurso natural es un bien, una sustancia o un objeto presente en la naturaleza, y explotado para satisfacer las necesidades y deseos de una sociedad humana. Por lo tanto se trata de una materia prima, mineral (ej.: el agua) o de origen vivo (ej.: el pescado). Puede ser de materia orgánica como el petróleo, el carbón, el gas natural o la turba. También puede tratarse de una fuente de energía: energía solar, energía eólica o, por extensión, de un servicio del ecosistema (la producción de oxígeno vía la fotosíntesis, por ejemplo).

Arenque del Atlántico.
(Foto: NOAA)

Un recurso natural puede existir como una entidad separada como es el caso del agua dulce y el aire así como un organismo viviente como un pez, o puede existir en una forma alternativa que debe procesarse para obtener el recurso como en el caso de los minerales metálicos, el petróleo y la mayoría de las formas de energía.

Desde la década de 1970, esta noción de recursos natural ha evolucionado y tiende a expandirse hacia los recursos útiles para cualquier ecosistema y para todos los sectores socio-económicos. De manera que las superficies disponibles de suelo, la calidad del agua o del aire , el aspecto de los paisajes, la biodiversidad ... son otros aspectos de los recursos naturales.

Evolución del concepto

La noción de recurso natural (expresada de forma precisa) parece ser relativamente reciente. Ella también ha cambiado considerablemente desde la década de 1970 acompañando a los avances del conocimiento científico y el progreso técnico (la diversidad se ha convertido así en un nuevo recurso para la ingeniería genética).

Se consideró inicialmente como recursos naturales a la biomasa útil y a las "materias primas", luego se agregaron las formas de energía útil a los humanos y sobre todo a la agricultura , la silvicultura y la pesca, y después a la industria ( leña, tracción animal, molinos de viento y del agua). Más adelante, los combustibles fósiles fueron considerados como recursos naturales y finalmente a la energía nuclear.

Por ejemplo, desde la antigüedad hasta la era industrial, la sal tenía un gran precio, no porque fuera escasa en el planeta, sino porque era vital para la salud y de difícil acceso lejos del mar, y fue objeto de impuestos importantes. El petróleo (desconocido entonces) tenía un valor mucho menor. Estos valores se invirtieron en los siglos XIX y XX cuando los combustibles fósiles se convertieron en vitales para la industria, la pesca y la agricultura, así como para la construcción, los transportes y numerosos servicios. Y si el coltán (mezcla de minerales del cual se extraen los elementos columbio o niobio y tantalio) tiene valor tanto para los europeos, norteamericanos y de otros países tecnológicamente avanzados, también es de valor en algunas regiones subdesarrolladas de África debido al contacto que mantienen a través de las relaciones comerciales.

Poco a poco fue apareciendo el valor de amenidad de ciertos recursos; más difícil de cuantificar, pero real, que se refleja, por ejemplo, en el compromiso de muchos individuos y movimientos para la protección del Wilderness(término inglés que indica el carácter salvaje de la naturaleza, es decir no modificado por la actividad humana) en Estados Unidos y por los románticos europeos como los pintores de la Escuela de Barbizon en Francia. El actual aumento de los precios de la tierra en las proximidades de los medios naturales y paisajes notables es otra manifestación de dicho cambio.

A finales del siglo XX, con la aparición y rápida propagación del concepto de desarrollo sostenible como reacción a la pérdida o la degradación y el agotamiento de muchos recursos naturales, el concepto de funcionalidad ecológica y servicio ecológico se ha expandido a la recursos naturales o recursos útiles esenciales no sólo para los seres humanos sino también a todos los ecosistemas.

Clasificación

Existen varios métodos de categorización de los recursos naturales; estos incluyen fuente de origen, etapa de desarrollo y por su renovabilidad. Sobre la base de origen, los recursos se pueden dividir en:

• Bióticos, los que se obtienen de la biósfera (materia viva y orgánica), como las plantas y animales y sus productos. Los combustibles fósiles (carbón y petróleo) también se consideran recursos bióticos ya que derivan por descomposición y modificación de materia orgánica; y
• Abióticos, los que no derivan de materia orgánica, como el suelo, el agua, el aire y minerales metálicos.

Teniendo en cuenta su estado de desarrollo, los recursos naturales puede ser denominado de las siguientes maneras:

• Recursos Potenciales - recursos potenciales son los que existen en una región y pueden ser utilizados en el futuro. Por ejemplo, el petróleo puede existir en muchas partes de la India, que tiene rocas sedimentarias, pero hasta el momento en que realmente se perfore y ponga en uso, sigue siendo un recurso potencial.
• Recursos Actuales - Recursos actuales son aquellos que ya han sido objeto de reconocimiento, su cantidad y calidad determinada y se están utilizando en la actualidad. El desarrollo de un recurso actual a partir de uno potencial depende de la tecnología disponible y los costos involucrados.
• Recursos de Reserva - La parte de un recurso actual que se puede desarrollar de manera rentable en el futuro se llama un recurso de reserva.

La renovación es un tema muy popular y muchos recursos naturales se pueden clasificar como renovables o no renovables. La diferencia entre unos y otros está determinada por la posibilidad que tienen los renovables de ser usados una y otra vez, siempre que la sociedad cuide de la regeneración.

• Los recursos renovables son aquellos que se reponen naturalmente. Las plantas, los animales, el agua, el suelo, entre otros, constituyen recursos renovables siempre que exista una verdadera preocupación por explotarlos en forma tal que se permita su regeneración natural o inducida. Algunos de estos recursos, como la luz del sol, el aire, el viento, etc, están disponibles continuamente y sus cantidades no son sensiblemente afectadas por el consumo humano. El uso por humanos puede agotar a muchos recursos renovables pero estos puede reponerse, manteniendo así un flujo. Algunos toman poco tiempo de renovación, como es caso de los cultivos agrícolas, mientras que otros, como el agua y los bosques, toman un tiempo comparativamente más prolongado para renovarse. y son susceptibles al agotamiento por el exceso de uso. Los recursos desde una perspectiva de uso humano se clasifican como renovables sólo mientras la tasa de reposición o recuperación sea superior a la de la tasa de consumo.
• Los recursos no renovables son recursos que se forman muy lentamente y aquellos que no se forman naturalmente en el medio ambiente. Los minerales son los recursos más comunes incluidos en esta categoría. Desde la perspectiva humana, los recursos no son renovables cuando su tasa de consumo supera la tasa de reposición o recuperación;, un buen ejemplo de esto son los combustibles fósiles, que pertenecen a esta categoría, ya que su velocidad de formación es extremadamente lenta (potencialmente millones de años), lo que significa que se consideran no renovables. Esto implica que al ser utilizados, no puedan ser regenerados. De estos, los minerales metálicos puede reutilizarse a través de su reciclaje. Pero el carbón y el petróleo no pueden reciclarse.

Extracción

El viento es un recurso natural que puede generar energía eólica.
(Foto: Hans Hillewaert, viaWikimedia Commons)

Estos recursos naturales representan, además, fuentes de riqueza para la explotación económica. Por ejemplo, los minerales, el suelo, los animales y las plantas constituyen recursos naturales que los humanos pueden utilizar directamente como fuentes para esta explotación. De igual forma, los combustibles, el viento y el agua pueden ser utilizados como recursos naturales para la producción de energía.

La extracción de recursos implica cualquier actividad que retira los recursos de la naturaleza. Esto puede variar en escala, desde el uso tradicional de las sociedades preindustriales, a la industria global. Las industrias extractivas son, junto con la agricultura, la base del sector primario de la economía. La extracción produce materia prima que se procesa para agregar valor. Ejemplos de industrias extractivas son la cacería y captura de animales, la minería, la extracción de petróleo y gas y la silvicultura.

El agotamiento

La conservación del medio ambiente debe considerarse como un sistema de medidas sociales, socioeconómicas y técnico-productivas dirigidas a la utilización racional de los recursos naturales, la conservación de los complejos naturales típicos, escasos o en vías de extinción, así como la defensa del medio ante la contaminación y la degradación.

Las comunidades primitivas no ejercieron un gran impacto sobre los recursos naturales que explotaban, pero cuando se formaron las primeras concentraciones de población, el medio ambiente empezó a sufrir los primeros daños de consideración.

En la época feudal aumentó el número de áreas de cultivo, se incrementó la explotación de los bosques, y se desarrollaron la ganadería, la pesca y otras actividades humanas. No obstante, la revolución industrial y el surgimiento del capitalismo fueron los factores que más drásticamente incidieron en el deterioro del medio ambiente, al acelerar los procesos de contaminación del suelo por el auge del desarrollo de la industria, la explotación desmedida de los recursos naturales y el crecimiento demográfico.

El agotamiento de los recursos naturales está asociada con la inequidad social. Considerando que la mayor biodiversidad se encuentra en los países en desarrollo,¹ el agotamiento de este recurso podría resultar en la pérdida de servicios de los ecosistemas para estos países.² Algunos ven esta disminución como una fuente importante de inestabilidad social y de conflictos en los países en desarrollo.³

En la actualidad existe una preocupación especial por las regiones de selva tropical que mantienen la mayor parte de la biodiversidad de la Tierra. La deforestación y la degradación afectan a un 8.5% de los bosques del mundo, con 30% de la superficie de la Tierra ya talada. Si tenemos en cuenta que el 80% de las personas confían en medicamentos obtenidos a partir de plantas y las tres cuartas partes de los medicamentos recetados en el mundo tienen ingredientes extraídos de plantas,² la pérdida de los bosques tropicales del mundo podría resultar en la pérdida de encontrar más medicamentos con el potencial de salvar vidas.⁴

El agotamiento de los recursos naturales es causado por "impulsores directos del cambio", tales como la minería, la extracción de petróleo, la pesca y la silvicultura, así como "impulsores indirectos de cambio", como la demografía, la economía, la sociedad, la política y la tecnología. La práctica actual de la agricultura es otro factor que causa el agotamiento de los recursos naturales. El agotamiento de los recursos naturales es una preocupación constante para la sociedad.

Protección

En 1982, la ONU desarrolló la Carta Mundial de la Naturaleza en la cual se reconoce la necesidad de proteger la naturaleza de un mayor agotamiento debido a la actividad humana. Indican las medidas necesarias que deben adoptarse a todos los niveles sociales, desde el derecho internacional al individuol, para proteger la naturaleza. Entre éstas resaltan la necesidad de un uso sostenible de los recursos naturales y sugieren que la protección de los recursos deben ser incorporados en el sistema de derecho en el ámbito estatal e internacional.⁵ La Ética Mundial de Sostenibilidad, desarrollado por la UICN, el WWF y el PNUMA en 1990, que establece ocho valores de sostenibilidad, incluye la necesidad de proteger los recursos naturales del agotamiento.

TOMADO DE: http://www.jmarcano.com/recursos/recursos.html

Terremotos más fuertes en la historia

Formación las cordilleras

ORIGEN DE LOS SISMOS

SISMOS

SISMOLOGÍA Y ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

QUÉ SON LOS SISMOS

Cuando se aplican esfuerzos sobre una roca ésta se deforma acumulando en su interior energía elástica de deformación, la cual hace que, si dejamos de aplicar los esfuerzos, la roca recobre su forma original; esto se conoce como comportamiento elástico de las rocas. Si mantenemos los esfuerzos aplicados sobre la roca durante mucho tiempo (decenas a miles de años), la roca se deforma permanentemente, lo que se conoce como comportamiento plástico.

Dependiendo del tipo de roca y de las condiciones ambientales de temperatura y presión, ésta se comportará en forma más o menos elástica o plástica. Sin embargo, ante fuerzas que se aplican durante tiempos muy cortos (menores que años) todas las rocas se comportan de manera elástica; mientras que en el caso de fuerzas que actúan durante cientos o miles de años, todas actúan plásticamente, es decir, fluyen.

Ahora bien, una roca se comporta elásticamente mientras las deformaciones producidas por el esfuerzo aplicado sean relativamente pequeñas. Si el esfuerzo aplicado es tan grande que produce deformaciones demasiado grandes, la roca se rompe y se dice quefalla; esta ruptura (fallamiento) es súbita y ocurre a lo largo de planos llamados planos de falla o, simplemente, fallas.

Al aparecer un plano que está relativamente libre de esfuerzos el material localizado a ambos lados de él puede desplazarse (casi) con libertad y la roca vuelve a tomar aproximadamente su forma original en forma súbita, y este movimiento repentino de grandes masas de roca (a menudo varios kilómetros cúbicos) produce ondas elásticas, conocidas como ondas sísmicas, que viajan unas a través de y otras por la superficie de la Tierra, dando lugar a un sismo. Sismo es el término técnico para referirse a todos los temblores de tierra; a menudo se emplea la palabra terremoto para aludir a los grandes sismos.

Este modelo de acumulación de esfuerzo, falla y liberación de esfuerzo (seguidos de nueva acumulación, etc.) se llama modelo de rebote elástico. Fue propuesto por H. Reid, con base en sus observaciones de los efectos del terremoto de San Francisco de 1906; es, en formas más o menos elaboradas, la base de los modelos actuales de ruptura sísmica.

En la figura 5 se presenta una esquematización de este modelo, en la cual observamos desde arriba un terreno sobre el cual actúan esfuerzos indicados por las flechas gruesas. En a) vemos el estado inicial del terreno sin deformar, sobre el cual se construye una carretera recta (banda horizontal). Al pasar el tiempo el terreno se deforma, como se muestra en b) donde la forma que ha tomado la carretera (originalmente recta) refleja la deformación, en este momento se traza una segunda carretera recta (líneas horizontales). En c) ha ocurrido una ruptura a lo largo de un plano vertical que intersecta a la superficie, los tramos de la carretera antigua han recobrado su forma original, aunque discontinua en la falla, y la nueva carretera se ha deformado siguiendo el desplazamiento que tuvo el terreno inmediatamente después del fallamiento. La distancia que se desplazaron los lados de la falla, llamado deslizamiento, se indica en la figura por d).

Figura 5.

Generalmente, la ruptura comienza en un punto y de allí se propaga, esto es, se extiende a puntos cercanos y de allí a otros hasta romper todo el plano de falla; este proceso se lleva a cabo en cuestión de fracciones de segundo en el caso de sismos pequeños y puede durar minutos enteros cuando se trata de grandes terremotos. La posición del punto inicial de una ruptura sísmica se llama hipocentro y el punto de la superficie terrestre situado arriba de él se llama epicentro; al volumen de roca cuyo desplazamiento causó el sismo y dentro del cual se encuentra la falla, se le llama fuente o foco sísmico.

II.2. ONDAS SÍSMICAS

Si se piensa un poco en cómo influye el movimiento del terreno situado a los lados de la falla en las rocas vecinas, se puede visualizar que empuja al terreno que se encuentra en la dirección en que se mueve (compresión), jala al que se encuentra en la dirección contraria (dilatación) y arrastra al que se encuentra en una dirección perpendicular a éstas (corte o cizalla). Esta interacción produce dos tipos de ondas: una de tipo compresional (como el sonido), llamada onda P (de Primaria, por ser la más rápida), y otra de tipo de cizalla, llamada onda S (de Secundaria, pues es más lenta que la P). Estas ondas son denominadas ondas de cuerpo pues viajan a través de los cuerpos (en este caso, de la Tierra).

La interacción de estas ondas con la superficie de la Tierra y con otras superficies internas que mencionaremos más adelante, produce dos tipos de ondas denominadas superficiales, pues viajan por la superficie de la Tierra. Existen dos tipos de ondas superficiales; la más lenta es la llamada de Rayleigh, que al pasar produce en el piso movimientos verticales y movimientos horizontales paralelos a la dirección en que viaja. La otra es la onda de Love, cuya velocidad es intermedia entre las de S y las de Rayleigh, y que produce solamente movimientos horizontales perpendiculares a la dirección de propagación.

MECANISMOS FOCALES

En la ilustración del modelo del rebote elástico vimos el caso, apropiado para California, de esfuerzos de tipo de corte o de cizalla que producen un tipo de falla llamada de rumboo transcurrente y que se ilustra en la figura 6a. Podemos tener otros dos tipos de falla que son: normal (Figura 6b) que ocurre cuando el esfuerzo aplicado es de tensión, yreverso o de cabalgadura (Figura 6c) cuando el esfuerzo es de compresión, Según se indica con las flechas gruesas. En los tres casos, las flechas pequeñas señalan la dirección de movimiento de cada lado de la falla. Cuando la falla tiene componentes normal o reversa y transcurrente, como se ilustra en la figura 6d, se habla de un mecanismo mixto.

En lugares donde los esfuerzos son tensionales, pueden ocurrir combinaciones de fallas normales que producen una depresión como la esquematizada en la figura 6e; esta estructura, producida a veces por un par de fallas y a veces por muchas de ellas, se conoce como graben (zanja en alemán). Si los esfuerzos son de compresión, entonces combinaciones de fallas reversas pueden producir la estructura de levantamiento conocida como horst, que se ilustra en la figura 6f.

Figura 6.

Como se mencionó en el inciso anterior, el movimiento en la falla produce efectos distintos para distintas direcciones. Esto se ilustra en la figura 7, que presenta una vista perpendicular de una falla. Las flechas grandes indican el movimiento de los lados de la falla; las flechas pequeñas paralelas a la falla indican las fuerzas que, aplicadas sobre un punto, producirían los mismos desplazamientos que ocasionó la ruptura; las flechas pequeñas perpendiculares a la falla representan fuerzas que tienen el mismo efecto que sobre los desplazamientos del material de un lado de la falla tiene la presencia del material del otro lado de ella (sin estas fuerzas la falla giraría).

Estas cuatro fuerzas se conocen como doble par equivalente y facilitan la visualización de los efectos de la ruptura. Por ejemplo, para las ondas P (Figura 7a), en la dirección hacia donde señalan las fuerzas equivalentes tenemos compresión, mientras que en la dirección de la cual se alejan tenemos dilatación; el efecto total sobre el terreno es la suma de los efectos debidos a cada una de las fuerzas.

Este efecto total llamado patrón de radiación, está representado por la curva en forma de trébol de la figura 7a. La longitud de una línea recta que vaya desde el origen de coordenadas hasta la curva, en una dirección dada, nos indica la amplitud de las ondas P generadas por la ruptura en esa dirección. La parte continua del trébol representa compresión y la punteada dilatación. Vemos que la amplitud tiene un máximo en direcciones que se encuentran sobre el plano perpendicular a la falla y forman ángulos de 45° con ésta; tiene mínimos, llamados nodos, sobre dicho plano en la dirección perpendicular a la falla y sobre el plano de la falla en todas direcciones.

El patrón de radiación para las ondas S (Figura 7b) es parecido al de las ondas P pero está rotado 45° con respecto a éste; las líneas sólida y punteada indican ahora diferentes polaridades para el inicio de la onda. Las ondas superficiales tienen patrones de radiación igualmente sencillos pero más difíciles de interpretar.

Figura 7.

Nótese que si el deslizamiento hubiera ocurrido, en vez de en el plano de falla, en el plano perpendicular a él (llamado plano auxiliar), el patrón de radiación sería el mismo. Por tanto, existe siempre una incertidumbre en la determinación de planos de falla a partir de estudios del patrón de radiación, aunque generalmente es posible determinar cual de los dos posibles planos es el de falla, basándose en otras observaciones o en consideraciones tectónicas.

Por lo tanto, del estudio de sismogramas para un sismo determinado, obtenidos en varios puntos de la superficie terrestre a donde llegan ondas que salieron del foco en distintas direcciones, podemos determinar cuál es el patrón de radiación de este sismo y de allí cuál es su mecanismo focal. De éste se puede inferir el tipo de esfuerzos que actúan en la región donde ocurrió y la posible orientación del plano de falla; ambos datos muy importantes para la caracterización del tectonismo. La aplicación de la sismología a estudios de tectonismo se conoce como sismotectónica.

SISMICIDAD MUNDIAL

Se llama sismicidad a la actividad sísmica en un lugar determinado. Los observatorios sismológicos rutinariamente localizan el hipocentro de los sismos, determinan sus magnitudes (pueden ser varias, de distintos sismo), anotan los reportes de daños causados, todo esto en boletines y lo almacenan en bases de datos. Gracias a esta labor, en la actualidad es las principales características de la sismicidad en todo el mundo.

La figura 8 muestra la sismicidad mundial registrada durante 1961-1967; los puntos representan epicentros y su tamaño es proporcional a su magnitud (los sismos muy pequeños no aparecen). Los grandes terremotos ocurridos entre 1904 y 1976 (según H. Kanamori, 1978) se indican en la figura 9.

Figura 8.

Figura 9

Es de inmediato evidente que los sismos no están distribuidos en forma uniforme sobre la Tierra, sino en bandas que en su mayoría coinciden con las orillas o con las partes medias de los océanos. En algunas zonas continentales alejadas de los océanos la sismicidad coincide con regiones montañosas, como en los Alpes y los Himalayas.

En las trincheras oceánicas la sismicidad es somera cerca de ellas y se hace cada vez más profunda conforme se adentra bajo el continente o arco de islas correspondiente. Estas zonas inclinadas de sismicidad son llamada zonas de Benioff-Wadati, y es en ellas donde ocurren los sismos más profundos. La figura 10 ilustra la sismicidad de la zona de Benioff-Wadati asociada con la trinchera de Kurile-Kamchatka; arriba a la derecha podemos ver la topografía a lo largo de dos cortes que atraviesan la trinchera.

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Desde fines del siglo pasado, cuando se determinaron el volumen y la masa de la Tierra, se observó que su densidad (masa/volumen) promedio (5.519 g/cm³) es mucho mayor que la densidad promedio de las rocas que encontramos en la superficie; por ejemplo, el agua (destilada) tiene densidad 1, los dos tipos de roca más representativos de los continentes y del suelo oceánico, el granito y el basalto, tienen densidades de 2.6-2.7 y 2.8-3.0 g/cm³, respectivamente. Esto indica que las rocas del interior del planeta deben ser mucho más densas que las de la superficie.

Además, la Tierra tiene un momento de inercia (una medida de la tendencia que tiene un cuerpo giratorio a seguir girando sin fuerzas que lo impulsen) demasiado pequeño para su masa total, lo que indica que las rocas más densas deben estar concentradas cerca del centro.

Figura 10.

Estos resultados basados en observaciones gravimétricas y astronómicas son ciertamente muy valiosos, pero no suficientes para crear un modelo único de densidades. El modelo actual del interior de la Tierra se ha obtenido, primordialmente, del estudio de las ondas sísmicas.

Si la Tierra fuera homogénea por dentro (como una antigua bala de cañón) las ondas de cuerpo viajarían en línea recta desde el hipocentro hasta cualquier punto de la superficie terrestre. La velocidad de las ondas sísmicas depende de las propiedades elásticas del medio (densidad, rigidez e incompresibilidad), por lo que cuando éstas varían en forma continua con la profundidad las ondas describen trayectorias curvas; si varían en forma discontinua, esto es, hay cambios bruscos en sus valores, como en la frontera entre dos materiales distintos, parte de la onda (o, a veces, toda ella) puede ser reflejada por la discontinuidad.

Las observaciones de ondas sísmicas indican que en el interior de la Tierra hay grandes variaciones, tanto graduales como súbitas, de las propiedades elásticas del medio con la profundidad.

La parte más superficial de la Tierra se denomina corteza, y es de dos tipos (Figura 11). La corteza continental es, como su nombre lo indica, la que forma los continentes, es primordialmente granítica, tiene en promedio entre 30 y 40 km de espesor y, a profundidad, presenta velocidades para ondas P de alrededor de los 6.0 a 6.5 km/s. La corteza oceánica es primordialmente basáltica y tiene velocidades de las ondas P de unos 6.7 a 6.9 km/s, su espesor medio es de unos 7 km.

La capa que se encuentra inmediatamente bajo la corteza recibe el nombre de manto(Figura 11); entre ellas se halla la discontinuidad llamada de Mohorovicic (o, comúnmente, Moho) descubierta en 1909. Debajo de ella la velocidad de las ondas P en el manto es de unos 7.9 a 8.2 km/s, y su densidad es de unos 3.3 g/cm³.

Figura 11.

El manto llega hasta los 2 950 km de profundidad donde tiene una densidad de unos 5.5 g/cm³ y una velocidad de las ondas P de unos 10.5 km/s (Figuras 11 y 12). Las propiedades del manto varían bastante; desde cerca de los 100 km hasta los 150 km de profundidad se encuentra una capa de baja velocidad llamada astenósfera (del griegoasqeneia [debilidad] + sjaira [esfera]) donde hay material que posiblemente se encuentra en estado de semifusión. Alrededor de los 700 km de profundidad se encuentra una zona donde cambia rápidamente la velocidad, la cual separa al manto superior, situado encima de esta profundidad, del manto inferior, situado debajo.

Figura 12.

La corteza más la parte más somera del manto, hasta una profundidad de unos 100 km, son conocidos como litosfera. La razón de esta definición se verá en el capítulo VI.

A los 2 950 km de profundidad existe otra fuerte discontinuidad, llamada de Gutenberg o fundamental que separa el manto inferior del núcleo externo. Al pasar del manto al núcleo externo aumenta la densidad (de 5.5 a 10 g/cm³) pero disminuye drásticamente la velocidad de las ondas P (de 10.5 a 8.0 km/s) y ¡las ondas S no son transmitidas!, lo que indica que el material del núcleo externo es líquido.

Tanto la densidad como la velocidad de las ondas P aumentan con la profundidad hasta llegar a los 5 150 km de profundidad, donde encontramos otra discontinuidad (llamada de Lehmann) entre el núcleo externo y el núcleo interno, el cual es sólido y llega hasta el centro de la Tierra situado a 6 371 km de profundidad.

Figura 13.

Estos datos acerca del interior de la Tierra se obtuvieron del estudio de ondas sísmicas con trayectorias como las mostradas en la figura 13. En esta figura, un foco sísmico se sitúa en F; las letras mayúsculas que identifican cada rayo indican si éste atravesó el manto como P (línea sólida) o como S (línea punteada); la c minúscula indica reflexión en la frontera manto-núcleo y K indica transmisión a través del núcleo externo, lo cual es sólo posible para ondas de tipo P, pues los líquidos no transmiten las ondas 5. Finalmente, i minúscula indica reflexión en la frontera núcleo externo-núcleo interno, mientras que I mayúscula indica transmisión a través del núcleo interno.

ISOSTASIA

Si se lleva a cabo un levantamiento (medidas hechas a lo largo de una línea) gravimétrico sobre una montaña en un continente, podría esperarse (como de hecho se esperaba antiguamente) que la gravedad medida fuera la debida a la atracción de los materiales del manto y del núcleo más la de la corteza y, como una montaña es una acumulación de masa, la gravedad debería ser mayor sobre ella.

Los levantamientos observados no muestran definitivamente este tipo de anomalíassobre las montañas; esto intrigó mucho a los científicos hasta que G. Airy propuso una explicación que se conoce como isostasia (del griego isoz [mismo] + stasiz [detención]) y que dice que, como los continentes son menos densos (más ligeros) que el manto, ¡flotan sobre éste!

Recordemos que, aunque el manto es sólido, ante fuerzas aplicadas durante tiempos muy grandes, actúa como un líquido en extremo viscoso, y un material más ligero que él, colocado encima se hundirá lentamente hasta desplazar la cantidad de material del manto equivalente a su peso (principio de Arquímedes). Como el manto es más denso, el volumen desplazado es menor que el del continente y parte de éste sobresaldrá del nivel del manto (Figura 14); exactamente igual a lo que sucede cuando se tira un trozo de madera sobre agua.

Figura 14.

Durante la última gran glaciación (edad de hielo) la región conocida como Fenoscandia, que incluye los países escandinavos y Finlandia, estuvo cubierta por una enorme capa de hielo que la hizo hundirse en el manto. Ahora que la capa de hielo ha desaparecido, Fenoscandia pesa menos y se está elevando con velocidades que alcanzan 1 cm/año. Éste es un ejemplo que corrobora el principio de isostasia.

Debido a este principio, cada montaña que observamos tiene una raíz, es decir una extensión continental que se proyecta hacia abajo en el manto y que es más profunda cuanto más alta es la montaña (Figura 14). De esta manera, el efecto de la masa extra que representa la montaña se contrarresta porque abajo de ella material ligero de la corteza ha tomado el lugar del material denso del manto.

Uno de los argumentos que se daban en contra de la teoría de la deriva continental era que sería imposible el movimiento de los continentes abriendo paso a sus raíces a través del manto.

TOMADO DE:http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen3/ciencia3/113/htm/sec_7.htm

FORMACIÓN DE LAS MONTAÑAS

¿Cómo se forman las montañas?

Las montañas se forman por dos grandes factores tanto de orden endógeno como exógeno. Es decir que el génesis de las montañas ocurre por razones internas (por las alteraciones de la capa terrestre y los movimientos en las placas tectónicas) y también externas (en las que tiene que ver el medio, el clima y muchas otras cosas más.) Todo esto opera de la siguiente manera.

A la formación de montañas como resultado de factores endógenos se le conoce como orogénesis. Es el proceso a través del cual por medio de movimientos en las placas tectónicas en las que estas se repliegan o se enrollan, ocurren alteraciones en la corteza terrestre y se da lugar a las elevaciones que llamamos montañas.

En cuanto a los factores exógenos nos referimos por ejemplo a la erosión, que es fundamental para formar la montaña. ¿Alguna vez te has preguntado: por qué las montañas tienen esa forma cónica?

La respuesta es muy sencilla. En la cima de una montaña suele formarse hielo. Este a determinadas alturas deshiela y produce un derretimiento que se escurre por las laderas de la montaña. El agua corre desde tales alturas para luego llegar a las distintas redes fluviales y finalmente llegar a los océanos. Mientras toda esa agua va corriendo y dependiendo de diversos factores climáticos como el viento, la montaña se va desgastando y tomando esa forma de cono.

Esas corrientes arrastran toda clase de elementos, desde minerales hasta suciedades del terreno, que luego van a parar al mar.

Si no hay hielo en la montaña, la responsable de la erosión será el agua de las lluvias, que de igual forma va a escurrirse arrastrando todo el sedimento existente. Yendo de la cima hacia la base y provocando del mismo modo esa típica forma cónica que tanto caracteriza las montañas.

En resumen, las montañas se forman primero por la orogénesis que crea la estructura y en segundo lugar por la erosión que moldea la misma. El resultado es una montaña hecha y derecha, independientemente de su altura, ya que todas tienen formas similares.

¿Qué tipos de montañas existen?

Los geólogos clasifican de diferentes maneras a las montañas de acuerdo a la forma en la que la orogénesis ocurrió o a su altura. Los tipos de montañas son:

De acuerdo a su origen:

• Plegadas
• De fallas
• De cúpula
• Volcánicas
• De meseta

De acuerdo a su altura:

• Colinas
• Montañas medianas
• Montañas altas

Estas pueden agruparse y formar cordilleras, como es el caso de la Cordillera de los Ándes en América del Sur o en grupos macizos (macizo), donde forman una gran masa circular compactada, como en el caso del Mont Blanc de los Alpes de Europa.

Si quieres que te quede un poco más claro, échale un vistazo a este breve vídeo documental sobre la formación de las cordilleras en el que si bien no se explica cómo se forma una montaña, nos puede resultar muy útil en cuestión.

DEFORMACIONES DEL RELIEVE TERRESTRE

Deformación de La Corteza Terrestre : Geología 

Estructural

La Tierra es un planeta dinámico. En los capítulos 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 terrestre

Los 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 la

medida en que fue consecuencia de la deformación. Estudiando la orientación de los pliegues y las fallas. así como

los rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas. Los 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. sino

que 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 zonas

de 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.

Deformación de La Corteza Terrestre

Cualquier cuerpo de roca, con independencia de su dureza, tiene un punto en el que se fracturará o fluirá. La deformación (de = fuera;forma = forma) es un término general que se refiere a todos los cambios de tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la corteza tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas. Los movimientos. de las placas y las interacciones a lo largo de los límites de placas generan las las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.

Fuerza y esfuerzo

La fuerza es lo que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios o a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. De la experiencia cotidiana sabemos que si una puerta está atascada (estacionaria), aplicamos fuerza para abrirla (ponerla en movimiento).

Para describir las fuerzas que deforman las rocas, los geólogos estructurales utilizan el término esfuerzo, que es la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. La magnitud del esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino que también está relacionada con el área sobre la que la fuerza actúa. Por ejemplo, si una persona anda descalza sobre una superficie dura, la fuerza (peso) de su cuerpo se distribuye por todo el pie, de modo que el esfuerzo que actúa en cualquier punto de su pie es pequeño. Sin embargo, si esa persona pisa una pequeña roca puntiaguda, la concentración de esfuerzos en un punto de su pie será elevada. Por tanto, puede pensarse en el esfuerzo como una medida de cuán concentrada está la fuerza, , el esfuerzo puede aplicarse de manera uniforme en todas las direcciones (presión de confinamiento) o de manera no uniforme (esfuerzo diferencial).

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.

Figura GEOEST-01 Deformación de la corteza terrestre provocada por las fuerzas tectónicas y los esfuerzos asociados

Resultante del movimiento de las placas litosféricas.

A. Estratos antes de la deformación.

B. Los esfuerzos compresionales asociados con las colisiones de las placas tienden a acortar y engrosar la corteza terrestre mediante pliegues y fallas

C. Los esfuerzos tensionales en los bordes de placa diverqentes tienden a alargar los cuerpos rocosos mediante el

deslizamiento a lo largo de las fallas en Ia corteza superior y el flujo dúctil en prrofundidad.

D. Los esfuerzos de cizalla en los bordes de placa pasivos tienden a producir desplazamientos a lo largo de las zonas de falla. el lado derecho del diagrama ilustra la deformación de un cubo de roca en respuesta a los esfuerzos diferenciales que se ilustran en los diagramas correspondientes de la izquierda Cuando el esfuerzo tiende a alargar o a separar unaunidad rocosa, se conoce como esfuerzo tensional (tenderer= estirar) Figura GEOEST-01C). Donde las placas se están separando (límites de placa divergentes) , los esfuerzos tensionales tienden a alargar Ios cuerpos rocosos situados en la corteza superior mediante el desplazamiento a lo largo de las fallas. Por otro lado, en profundidad el desplazamiento es consecuencia de un tipo de flujo plástico.

El esfuerzo diferencial también puede hacer que la roca se cizalle(Figura GEOEST-01D). Un tipo de cizallamiento es similar al deslizamiento que se produce enrre los naipes de una baraja cuando la parte superior se desplaza en relación a la inferior (Figura GEOEST-02). En los entornos próximos a la superficie, el cizallamiento suele producirse en superficies de debilidad paralelas y estrechamente espaciadas, como los planos de estratificación, foliación y las microfallas. Además, en los bordes de falla transformante, los esfuerzos de.cizallamiento producen desplazamientos a gran escala a lo largo de las principales zonas de falla. Por el contrario, a grandes profundidades, donde las temperaturas , las presiones de confinamiento son elevadas, un flujo en estado sólido es el responsable del cizallamiento.

Figura GEOEST-02 ilustración del cizallamiento y la deformación resultante.

A. Baraja de naipes ordinaria con un círculo estampado en el lateral.

B. Deslizando la parte superior de ta baraja en relación con la parte inferior, podemos ilustrar el tipo de cizallamiento que suele tener lugar a lo largo de los planos de fragilidad poco separados de las rocas. Obsérvese que el círculo se convierte en una elipse, la cual puede utilizarse para medir la cantidad y el tipo de.deformación. Un desplazamiento anadido (cizallamiento) de los naipes tendría como consecuencia una mayor deformación y quedaría indicado por un cambio de la forma de la elipse.

Deformación

Quizá el tipo de deformación más fácil de imaginar ocurre a lo largo de las superficies de las fallas pequeñas, donde el esfuerzo diferencial hace que las rocas se muevan unas en relación con otras, de tal manera que su tamaño y su forma originales ser conservan. El esfuerzo también puede provocar un cambio irreversible en la forma y el tamaño del cuerpo rocoso , denominado deformación.

Como en el circulo que aparece en la figura (GEOEST-02B), los cuerpos deformados no mantienen su configuración original durante la deformación. Al estudiar las unidades de rocas deformadas por el esfuerzo , los geologos se preguntan ¿ Qué nos dicen esas estructuras sobre la disposición original de esas rocas y cómo se han deformado?

Como se deforman las Rocas

Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que su propia resistencia, empiezan a deformarse,

normalmente plegándose, fluyendo o fracturándose (Figura GEOEST-01) Es fácil hacerse una idea de cómo se quiebran las rocas porque normalmente pensamos en ellas como algo quebradizo. Pero ¿cómo pueden doblarse la, grandes unidades rocosas en pliegues complicados sin romperse durante el proceso? Para responder a esta pregunta, los geólogos estructurales realizaron experimentos de laboratorio en los que las rocas fueron sometidas a esfuerzos diferenciales bajo condiciones que simulaban las existentes a diversas profundidades debajo de la corteza (Figura GEOEST-04).

Aunque cada tipo de roca se deforma de una manera algo diferente, a partir de esos experimentos se determinaron las características generales de la deformación de las rocas. Los geólogos descubrieron que. cuando se aplica gradualmente ''n esfuerzo, las rocas responden primero deformándose elásticamente. Los cambios resultantes

de la deformación elástica son recuperables: es decir, igual que ocurre con una cinta de goma. la roca volverá prácticamente a su tamaño y forma originales cuando cese el esfuerzo. (Como veremos en el siguiente capítulo, la energía para la mayoría de los terremotos procede de la liberación de la energía elástica alacenada cuando una roca vuelve a su forma original.)

Una vez sobrepasado el límite elástico (resistencia) de una roca, ésta fluye (deformación dúctil) o se fractura (deformación frágil). Los factores que influyen en la resistencia de una roca y, por tanto, en cómo esta se va a deformar son la temperatura, la presión de confinamiento, el tipo de roca, la disponibilidad de fluidos y el tiempo.

Figura GEOEST-03 Estratos sedimentarios deformados que afloraron al hacer la carretera de Palmdale, Californ¡a. Además del plegamiento obvio, los estrastos claros están desplazados a lo largo de una falla localizada en el lado derecho de la fotografía. (Foto de E. J. Tarbuck.)

Temperatura y presión da confinamiento Las rocas próxima a la superficie, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son bajas, tienden a comportarse como un sólido frágil y se fracturan cuando se supera su resistencia.. Este tipo de deformación se llama deformación Frágil, De nuestra experiencia cotidiana, sabemos que los objetos de vidrio, los lápices de madera, las bandejas de porcelana e incluso nuestros huesos exhiben fracturas frágil una vez se supera su resistencia, Por el contrario, en la profundidad, donde las temperaturas y las presiones de confinamiento son elevadas. las rocas exhiben un comportamiento dúctil. La deformación dúctil es un tipo de flujo en estado solido que produce un cambio en el tamaño y la forma de un objeto sin fracturarlo. Los objetos normales que muestran un comportamiento dúctil son la arcilla de modelar, la cera de las abejas, el caramelo y la mayoría de los metales. Por ejemplo, una moneda de cobre colocada en el rail de una vía se aplanará y deformará (sin romperse) debido a la fuerza aplicada por un tren que pase por encima. La deformación dúctil de una roca -fuertemente ayudada por una temperatura y una presión de confinamiento elevadas- es algo parecida a la deformación de una moneda aplanada por un tren.Una manera mediante la cual se produce este tipo de flujo en estado sólido en el interior de una roca es mediante el deslizamiento gradual y la recristalización a lo largo de planos de fragilidad en el interior de la red cristalina de los granos minerales (véase Figura MET-05B). Esta forma microscópica de flujo gradual en estado sólido implica el deslizamiento que altera la red cristalina y la inmediata recristalización que repara la estructura, Las rocas que muestran signos de flujo dúctil normalmente se deformaron a una gran profundidad y exhiben pliegues que dan la impresión de que la resistencia de la roca era parecida a la de la masilla blanda.

Tipo de Roca Además del ambiente físico, la composición mineral y la textura de las rocas influye mucho en cómo éstas se van a deformar. Por ejemplo, las rocas cristalinas compuestas por minerales con enlaces moleculares internos fuertes tienden a fracturarse. Por el contrario, las rocas sedimentarias débilmente cementadas o las rocas metamórficas que contienen zonas de debilidad como la foliación, son más susceptibles de experimentar deformación dúctil. Entre las rocas débiles y por tanto, que más probablemente se comporten de una manera dúctil cuando se someten a un esfuerzo diferencial, se cuentan la halita, el yeso y las lutitas, mientras que la caliza, el esquisto y el mármol tienen una resistencia intermedia. De hecho, la halita es tan débil que se deforma bajo pequeñas cantidades de esfuerzo diferencial y asciende en forma de columnas a través de los estratos de sedimentos que se extienden por el golfo de México y sus alrededores. Quizás el sólido más débil que existe en la naturaleza y que exhibe flujo dúctil a gran escala es el hielo glacial. Por comparación, el granito y el basalto son resistentes y Frágiles. En un entorno próúmo a la superficie, las rocas frágiles se fracturarán cuando sean sometidas a fuerzas que excedan su resistencia. Es importante observar, sin embargo, que la presencia de cantidades pequeñas de agua en las rocas favorece su deformación dúctil.

Figura GEOEST-04 Cilindro de mármol deformado en el laboratorio mediante la aplicación de miles de kilogramos de peso desde arriba. Cada muestra se deformó en un entorno que duplicaba la presión de confinamiento hallada a distintas profundidades. Obsérvese que cuando la presión de confinamiento era baja, la muestra se deformó por fractura frágil, mientras que cuando la presión de confinamiento era elevada, muestra se deformó plásticamente. (Foto cortesía de M. S. Patterson, Australian National University.)

Tiempo. Un factor clave que los investigadores son incapaces de duplicar en el laboratorio es cómo las rocas responden a pequeños esfuerzos aplicados durante largos intervalos de tiempo geológica. Sin embargo, en escenarios cotidianos pueden observarse los efectos del tiempo en la deformación. Por ejemplo, se sabe que los bancos de mármol se hunden por su propio peso después de un período de unos cien años aproximadamente y que las estanterías de madera pueden combarse después de cargarlas de libros durante un período relativamente corto de tiempo. En la naturaleza, fuerzas pequeñas aplicadas durante largos períodos desempeñan seguramente un papel importante en la deformación de las rocas. Fuerzas incapaces de deformar inicialmente una roca pueden hacer que la roca fluidez si el esfuerzo se mantiene durante un período prolongado de tiempo.

Es importante destacar que los procesos por los que las rocas se deforman ocurren a lo largo de un continuo que se extiende entre la fractura frágil pura en un extremo al flujo dúctil (viscoso) en el otro. No hay límites marcados entre los diferentes tipos de deformación. También necesitamos recordar que, en general, los elegantes pliegues y los modelos de flujo que observamos en las rocas deformadas se alcanzan en general por el efecto combinado de la distorsión, el deslizamiento y la rotación de los granos individuales que componen una roca, Además, esta distorsión y la reorganización de los granos minerales tienen lugar en la roca que es esencialmente sólida.

Cartografía de las estructuras Geológicas

Los procesos de deformación generan estructuras a muchas escalas diferentes. En un extremo se encuentran los principales sistemas montañosos de la Tierra. En el otro, los esfuerzos muy localizados crean fracturas menores en las rocas. Todos estos fenómenos, desde los pliegues más grandes de los Alpes hasta las fracturas más pequeñas de una lámina de roca, se conocen como estructuras tectónicas. Antes de empezar nuestra discusión de las estructuras tectónicas examinemos el método que utilizan los geólogos para describirlas y cartografiarlas.

Cuando estudia una región, el geólogo identifica y describe las estructuras principales. A menudo, una estructura es tan grande que desde una zona concreta sólo puede verse una pequeña porción. En muchas situaciones, la mayor parte de las capas está cubierta por vegetación o por sedimentos recientes. Por consiguiente, debe hacerse utilizando los datos recogidos de un número limitado de afloramientos, que son lugares donde el sustrato de roca aflora en la superficie

(véase Recuadro 10.1). Pese a esas dificultades, una serie de técnicas cartográficas permiten a los geólogos reconstruir la orientación y la forma de las estructuras existentes. En los últimos años, los avances acaecidos en la fotografía aérea, en la obtención de imágenes a través de los satélites y en el desarrollo del sistema de posicionamiento global (GPS) han ayudado en este trabajo. Además, los perfiles de reflexión sísmica y las perforaciones proporcionan datos sobre la composición y la estructura de las rocas que se encuentran en profundidad.

GLACIARES Y GLACIACIONES

Los Glaciares y Glaciaciones

En la actualidad, los Glaciares cubren casi el 10% de la superficie terrestre; sin embargo, en el pasado geológico reciente los casquetes polares cubrían enormes áreas con hielo de miles de metros de espesor. Muchas regiones todavía tienen la marca de esos glaciares. El carácter fundamental de lugares tan diversos como los Alpes, Cape Cod, y el valle Yosemite fue labrado por masas de hielo glaciar ahora desaparecidas. Además. Regiones como long Island, los grandes lagos y los fiordos de noruega y Alaska deben su existencia a los glaciares. Los Glaciares por supuesto , no son simplemente un fenómeno del pasado geológico. Como veremos, siguen esculpiendo y depositando derrubios en muchas regiones en la actualidad. 

Los Glaciares: una parte de dos ciclos básicos

Los glaciares forman parte de dos ciclos fundamentales del sistema tierra: el ciclo hidrológico y el ciclo de las rocas. Antes hemos aprendido que el agua de la hidrosfera está en un ciclo constante por la atmósfera, la biosfera y la tierra sólida. Una y otra vez el agua se evapora de los océanos a la atmósfera, precipita sobre la superficie terrestre y fluye por los ríos y bajo la tierra de vuelta al mar. Sin embargo, cuando las precipitaciones caen a grandes altitudes o latitudes elevadas, el agua quizá no pueda abrirse camino inmediatamente hacia el mar. En cambio, puede convertirse en parte de un glaciar durante muchos decenios, centenares o incluso miles de años. Durante el tiempo en el que le agua permanece en un glaciar, puede constituir una fuerza erosiva potente, los procesos erosivos son una parte importante del ciclo de las rocas. Como los ríos y otros procesos erosivos, el hielo en movimiento modifica el paisaje a medida que acumula, transporta y deposita sedimentos.

Tipos de Glaciares

Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina sobre la superficie terrestre por la acumulación, compactación y recristalización de la la nieve. Dado que los glaciares son agentes de erosión, también deben fluir. Aunque se encuentran glaciares en muchas partes actuales del mundo, la mayoría está localizada en zonas remotas.

Glaciares de Valle (Alpinos)

Existen literalmente miles de glaciares relativamente pequeños en zonas montañosas elevadas, donde suelen seguir los valles que en un principio fueron ocupados por corrientes de aguas. A diferencia de los ríos que previamente fluyeron por esos valles, los glaciares avanzan con lentitud , quizá unos pocos centímetros al día. Debido a su localización, estas masas de hielo en movimiento se denominan glaciares de valle o glaciares alpinos. Cada glaciar es en realidad una corriente de hielo, confinada por paredes rocosas escarpadas, que fluyen valle abajo desde un centro de acumulación cerca de su cabecera. Como los ríos, los glaciares de valle pueden ser largos o cortos, anchos o estrechos, únicos o con afluentes que se bifurcan. En general, la anchura de los glaciares alpinos es pequeña en comparación con sus longitudes. Algunos se extienden tan solo una fracción de kilómetro, mientras que otros continúan durante muchas decenas de kilómetros. La rama occidental del glaciar Hubbard, por ejemplo, transcurre a lo largo de 112 kilómetros de terreno montañoso en Alaska y el territorio Yukon.

Glaciares de Casquete.

Al contrario que los glaciares de valle, los glaciares de casquete existen en una escala mucho mayor. La poca radiación solar anual total que alcanza los polos hace que estas regiones sean idóneas para grandes acumulaciones de hielo. Aunque en el pasado han existido muchos glaciares de casquete, sólo dos alcanzan este estatus en la actualidad (figura 18.1). En la zona del polo Norte, Groenlandia está cubierta por un glaciar de casquete imponente que ocupa 1,7 millones de kilómetros cuadrados, o alrededor del 80 por ciento de esta gran isla. Con un promedio de casi 1500 metros de espesor, en algunos lugares el hielo se extiende 3000 metros por encima del sustrato rocoso de la isla.

En el dominio del polo Sur, el enorme glaciar de casquete de la antártica alcanza un espesor máximo de casi 4300 metros y abarca un área de más de 13,9 millones de kilómetros cuadrados. Debido a las proporciones de esas enormes estructuras, a menudo se les denomina glaciares continentales de casquete. De hecho, el conjunto de todas las áreas de glaciares continentales de casquete constituye en la actualidad casi el diez por ciento de la superficie terrestre.

Estas enormes masas fluyen en todas direcciones desde uno o más centros de acumulación de la nieve y ocultan por completo todo, excepto las zonas más elevadas del terreno subyacente. Incluso las fuertes variaciones de la topografía que hay debajo del glaciar suelen aparecer como ondulaciones relativamente suavizadas en la superficie del hielo. Esas diferencias topográficas, sin embargo afectan el comportamiento de los glaciares de casquete, en especial cerca de sus márgenes, al guiar el flujo en ciertas direcciones y crear zonas de movimiento más rápido y más lento.

Figura GLACIA-01. Los únicos glaciares continentales de casquete actuales son los que cubren Groenlandia y La Antártida. sus áreas combinadas representan casi el 10 por ciento del área de su superficie de la Tierra. El Casquete Polar de Groenlandia ocupa 1,7 millones de kilometros cuadrados, alrededor del 80 por ciento de la isla. El área del casquete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares ocupan los 1,4 millones de kilómetros cuadrados más adyacentes al glaciar de casquete antártico.

A lo largo de porciones de la costa antártica, el hielo glaciar fluye al interior de las bahías, creando las denominadas plataformas glaciares. Son masas grandes, relativamente planas, de hielo flotante que se extienden mar adentro desde la costa, pero permanecen ligadas a la tierra por uno más lados. Las plataformas son mas gruesas en los lados situados tierra adentro y se adelgazan hacia el mar. Están sostenidas por el hielo del glaciar de casquete adyacente , además de ser eliminadas por la nieve y la congelación del agua del mar en sus bases. Las plataformas glaciares de la antártida se extienden a lo largo de casi 1,4 millones cuadrados de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares Ross y Filchner

Son las mayores; la plataformas glaciar Ross abarca ella sola un área de un tamaño próximo al de Texas (Figura GLACIA-01). En los últimos años, el control por satélite ha mostrado que algunas plataformas glaciares se están separando. En el recuadro 18.1 se analiza este tema.

Otros tipos de Glaciares.

Además de los glaciares de Valle y glaciares de casquete, se han identificado también otros tipos de glaciares. Cubren algunas tierras elevadas y algunas mesetas con más de hielo glaciar denominadas Glaciares de meseta. Como las plataformas glaciares, los glaciares de meseta entierran por completo el paisaje subyacente, pero son mucho más pequeños que las estructuras de escala continental. Los glaciares de meseta aparecen en muchos lugares, entre ellos Islandia y alguna de las grandes islas del océano Ártico.(Figura GLACIA-02).

Los únicos glaciares continentales de casquete actuales son los que cubren Groenlandia y la Antártida, sus áreas combinadas representan casi el diez por ciento del área de superficie de la tierra. El casquete polar de Groenlandia ocupa , 1,7 millones de kilómetros cuadrados, o alrededor del 80 porciento de la isla. El área del casquete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares ocupan los 1,4 millones de kilómetros cuadrados más adyacentes al glaciar de casquete antártico.

Figura GLACIA-02. El casquete polar de esta imagen captada por satélite es el Vantnajükull, al sureste de Islandia (jükull significa casquete en Danés) en 1996 el volcán Grimsvötn entro en erupción por debajo del casquete y produjo grandes cantidades de agua glaciar de fusión que creo inundaciones( imagen LandSat de la Nasa).

Entender la Tierra

El derrumbamiento de los Casquetes polares del Antártico

En estudios en los que se han utilizado imágenes recientes captadas por satélite se muestra que partes de alguras plataformas glaciares se están separando. Por ejemplo. durante un intervalo de l5 días de febrero y marzo de 2002, urra plataforma glaciar del lado oriental de la península Antártica, conocida como la plataforma glaciar Larsen B, se fracturó y se separó del continente (Figura 18.A). El acontecimiento envió miles de icebergs a la deriva en el mar Weddell adyacente (véase Figua 18.1). En total, se separaron unos 3.250 Kilómetros cuadrados de plataforma glaciar. (Como referencia, todo el estado de Rhode lsland cubre 2.71 7 kilómetros cuadrados.) Éste no fue un acontecimiento aislado, sino parte de urla tendencia. Durante cinco años, la plataforma glaciar Larseo B se redujo en unos 5.700 Kilómetros. Además, desde 1974, la extensión de siete plataformas glaciares que rodean la península Antártica disminuyó en unos 11.500 kilómetros cuadrados.

¿Por qué se separaron estas masas de hielo flotante? ¿Podrían producirse con- secuencias graves?

Los científicos atribuyen la separación de los casquetes polares al fuerte calentamiento climático nregional. Desde aproximadamente 1950, las temperaturas en el Antártico han aumentado en 2,5 ºC. El

ritmo aproximado de calentamiento ha sido de 0,5 ºC por década. Si las temperaturas continúan aumentando, una plataforma glaciar adyacente a Larsen B puede empezar a retroceder en las próximas

décadas. Además, el calentamiento regional de sólo unos pocos grados puede ser suficiente para hacer que partes de la enorme plataforma glaciar Ross se desestabilice y empiece a separarse (véase Figura 18.1).

¿Cuáles serían las consecuencias ? Los científicos del National Snow. and Ice Data Center (NSlDC) sugieren lo siguiente:

Si bien la separación de los casquetes polares de la península tiene pocas consecuencias en el aumento del nivel del mar, la separación de otras plataformas del Antártico podría tener un gran efecto sobre el ritmo al que el hielo se separa del continente. Los casquetes polares actúan como un sisremá de contrafuerte o freno para lo: glaciares. Además, Ios casquetes mantienen el aire marino más caliente alejado de los glaciares; por consiguiente moderan la cantidad de fusión que se produce en las superficies de los glaciares. Una vez que sus plataformas glaciares se retiran, la velocidad de Ios glaciares aumenta debido a la percolación del agua de fusión o la reducción de las fuerzas de freno, o ambas cosa.. y pueden empezar a liberar más hielo en el océano. Ya se observan aumentos de la velocidad del hielo glaciar en zonas de la Península de las que los casquetes polares se desintegraron en años anteriores*..

La adición de grandes cantidades dehielo glaciar al océano podría, de hecho, provocar un aumento significativo del nivel del mar.

Recordemos que lo que se sugiere aquí es todavía una especulación, ya que nuestro conocimiento de la dinámica de los casquetes polares y los glaciares de la Antártida es incompleto. Será preciso realizar más controles por satélite y más estudios en este ámbito para predecir con mayor precisión los posibles aumentos del nivel mundial del mar provocados por el mecanismo aquí descrito.

" National Snow and Ice Data Center << Antartic IÉ- Shelf Collapss", 21 de marzo de 2002, http://nside.org/iceshelves/larsenb2002.

A menudo, los casquetes polares y los glaciares de casquete alimentan a glaciares de desbordamiento. Estas lenguas de hielo fluyen valle abajo extendiéndose hacia fuera de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Las lenguas son esencialmente glaciares de valle que se producen por el movimiento del hielo desde un casquete polar o un glaciar de casquete a través de terrenomontañoso, hasta el mar. Cuando encuentran el mar, algunos glaciares de desbordamiento se expanden comoplataformas glaciares flotantes. A menudo se producen muchos icebergs.

Los glaciares de piedemonte ocupan tierras bajas amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las paredes de confinamiento de los valles de montaña. En este caso, el hielo que avanza se expande formando una amplia cobertura de hielo. El tamaño de los glaciares de piedemonte varía mucho. Entre los mayores se encuentran el glaciar Malaspina situado a lo largo de la costa del sur de Alaska. Abarca más de 5.000 kilómetros cuadrados de la llanura costera plana situada al pie de la elevada cordillera San Elías(Figura 18.3).

 F¡gura GLACIA-A Esta imagen de satélite muestra el casquete polar Larsen B durante

su hundimiento a principios de 2002. (imagen cortesía de la NASA.)

Figura GLACIA-03 El glaciar Malaspina, al sureste de Alaska, es considerado un ejemplo clásico de un glaciar de piedemonte. Los glaciares de piedemonte se producen cuando los glaciares de valle salen de una cordillera montañosa y eñtran en tierras bajas extensas, ya no están confinados por los laterales y se expanden hasta convertirse en amplios lóbulos. El glaciar Malaspina es en realidad un glaciar compuesto, formado por la unión de varios glaciares de valle; entre ellos, los glaciares prominentes que aparecen aquí son el glaciar Agassiz (¡zquierda) y el glaciar Seward (derecha). En total, el glaciar Malaspina mide hasta 65 kilómetros de ancho y se extiende a lo largo de 45 kilómetros, desde El frente montañoso casi hasta el mar. Esta vista perspectiva hacia el norte cubre un área aproximada de 55 kilómetros x 55 kilómetros. Se creó a partir de una imagen del satélite Landsat y un modelo de elevación generado por la Shuttle Radar Topography Mission (SRTM). Estas imágenes son excelentes herramientas para cartografiar la extensión geográfica de los glaciares y para determinar si estos glaciares están adelgazando o engrosando. (lmagen de NASA,/IPL.)

TOMADO DE: http://www.rutageologica.cl/index.php?option=com_content&view=article&id=397&Itemid=99&limitstart=1