(geodinamica interna)
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Nov 05, 2013
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Slide Content
GEOGRAFÍA
GEODINAMICA
INTERNA
CAPITULO 12
GEODINAMICA
INTERNA
CAPITULO 12
LA GEOSFERA
Geodinámica internaCAPÍTULO Geodinámica internaCAPÍTULO
La corteza terrestre se
transforma constantemente, ha estado
transformándose durante los miles de
millones de años y se seguirá
transformando por miles de millones de
años más.
Estos cambios operados en la
corteza terrestre vienen a ser el resultado
de dos procesos que actúan en forma
contraria determinando el modelado
terrestre, que se comprende bajo el
nombre de Geomorfología (estudio del
relieve terrestre) y cuya descripción final
constituye el principal objetivo de la
Geografía Física universal. Estos dos
procesos son los siguientes: Endógenos y
exógenos. A continuación analizamos el
primero de ellos.
Geodinámica internaCAPÍTULO Geodinámica internaCAPÍTULO
La corteza terrestre se
transforma constantemente, ha estado
transformándose durante los miles de
millones de años y se seguirá
transformando por miles de millones de
años más.
Estos cambios operados en la
corteza terrestre vienen a ser el resultado
de dos procesos que actúan en forma
contraria determinando el modelado
terrestre, que se comprende bajo el
nombre de Geomorfología (estudio del
relieve terrestre) y cuya descripción final
constituye el principal objetivo de la
Geografía Física universal. Estos dos
procesos son los siguientes: Endógenos y
exógenos. A continuación analizamos el
primero de ellos.
PROCESOS INTERNOS, ENDOGENOS O GEOLOGICOS
Geodinámica internaCAPÍTULO
Son los procesos que construyen el relieve terrestre, actuando en contra
de la gravedad. El punto de partida de estos procesos es el calor propio de la tierra,
debido a la desintegración radiactiva y al calor residual (dinámica de las corrientes
convectivas de la astenosfera que actúan contra la Litosfera). Sus dos mecanismos
o agentes son:
I. TECTONISMO O DIASTROFISMO.- Se entiende por “tectonismo” a todos los
movimientos, horizontales y verticales, que afectan las partes sólidas de la Tierra y
que son causados por fuerzas internas (corrientes convectivas del manto y la
isostasia). Los movimientos tectónicos producen pliegues, fallas y el levantamiento
o hundimiento de las rocas; se clasifican en: orogénicos y epirogénicos.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Son los procesos que construyen el relieve terrestre, actuando en contra
de la gravedad. El punto de partida de estos procesos es el calor propio de la tierra,
debido a la desintegración radiactiva y al calor residual (dinámica de las corrientes
convectivas de la astenosfera que actúan contra la Litosfera). Sus dos mecanismos
o agentes son:
I. TECTONISMO O DIASTROFISMO.- Se entiende por “tectonismo” a todos los
movimientos, horizontales y verticales, que afectan las partes sólidas de la Tierra y
que son causados por fuerzas internas (corrientes convectivas del manto y la
isostasia). Los movimientos tectónicos producen pliegues, fallas y el levantamiento
o hundimiento de las rocas; se clasifican en: orogénicos y epirogénicos.
Geodinámica internaCAPÍTULO
1. OROGÉNESIS (formadores de montañas).- Son
movimientos horizontales lentos, aunque, más intensos que
los epirogénicos y que afectan áreas largas y angostas.
Producen fuerte deformación de las rocas involucradas por lo
que originan una topografía montañosa con predominio de
plegamientos, fallamientos y diaclasamientos o junturas. Los
sismos y la actividad ígnea se hallan generalmente asociados a
este tipo de movimiento. Un ejemplo en nuestro país de la
ocurrencia de este tipo de actividad es la Cordillera de los
Andes.
A. Plegamientos.- se forman cuando las capas
superficiales, de gran plasticidad, al ser sometidas por las
fuerzas laterales se han arrugado, originando hundimientos y
levantamientos.
En un plegamiento la parte cóncava se denomina
sinclinal, que dará origen a los valles o grandes depresiones,
que en caso de ser ocupadas por agua, formarán lagos
tectónicos, y la parte convexa anticlinal, que dará origen a
montañas. Es por plegamiento que se han formado los
grandes sistemas montañosos del planeta (Andes, Alpes,
Himalaya, Rocosas, Apeninos, Pirineos, Urales, Carpatos, etc.).
1. OROGÉNESIS (formadores de montañas).- Son
movimientos horizontales lentos, aunque, más intensos que
los epirogénicos y que afectan áreas largas y angostas.
Producen fuerte deformación de las rocas involucradas por lo
que originan una topografía montañosa con predominio de
plegamientos, fallamientos y diaclasamientos o junturas. Los
sismos y la actividad ígnea se hallan generalmente asociados a
este tipo de movimiento. Un ejemplo en nuestro país de la
ocurrencia de este tipo de actividad es la Cordillera de los
Andes.
A. Plegamientos.- se forman cuando las capas
superficiales, de gran plasticidad, al ser sometidas por las
fuerzas laterales se han arrugado, originando hundimientos y
levantamientos.
En un plegamiento la parte cóncava se denomina
sinclinal, que dará origen a los valles o grandes depresiones,
que en caso de ser ocupadas por agua, formarán lagos
tectónicos, y la parte convexa anticlinal, que dará origen a
montañas. Es por plegamiento que se han formado los
grandes sistemas montañosos del planeta (Andes, Alpes,
Himalaya, Rocosas, Apeninos, Pirineos, Urales, Carpatos, etc.).
Geodinámica internaCAPÍTULO
Partes de un pliegue
1.Plano axial.- Es la superficie, recta
o curva, que divide al pliegue en dos
partes iguales.
2.Eje o línea de charnela.- Es la
línea que resulta de la intersección
del plano axial con cualquier estrato.
3.Limbo, flanco, pendiente o
buzamiento.- Son los lados del
pliegue.
4.Cresta.- Es la línea a lo largo de la
parte más alta de un pliegue.
5.Seno.- Es la línea que une los
puntos más bajos de un pliegue.
6.Núcleo.- Es la parte interna de un
pliegue.
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Partes de un pliegue
1.Plano axial.- Es la superficie, recta
o curva, que divide al pliegue en dos
partes iguales.
2.Eje o línea de charnela.- Es la
línea que resulta de la intersección
del plano axial con cualquier estrato.
3.Limbo, flanco, pendiente o
buzamiento.- Son los lados del
pliegue.
4.Cresta.- Es la línea a lo largo de la
parte más alta de un pliegue.
5.Seno.- Es la línea que une los
puntos más bajos de un pliegue.
6.Núcleo.- Es la parte interna de un
pliegue.
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2
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Geodinámica internaCAPÍTULO
Tipos de pliegues
según su forma
Anticlinal.- Es la parte
del estrato con
convexidad y
arqueamiento para
arriba, tiene forma de
bóveda. La parte más
alta del anticlinal se
llama “cresta”
Sinclinal.- Es la parte
de la estructura que se
arquea para abajo, por
consiguiente adquiere
la forma de artesa o
cubeta, con concavidad
hacia arriba. Su parte
más deprimida se llama
valle.
Tipos de pliegues
según su forma
Anticlinal.- Es la parte
del estrato con
convexidad y
arqueamiento para
arriba, tiene forma de
bóveda. La parte más
alta del anticlinal se
llama “cresta”
Sinclinal.- Es la parte
de la estructura que se
arquea para abajo, por
consiguiente adquiere
la forma de artesa o
cubeta, con concavidad
hacia arriba. Su parte
más deprimida se llama
valle.
Geodinámica internaCAPÍTULO
B. Fallas.- Son superficies de fractura
que presentan desniveles o desplazamientos
muy notorios. Las fuerzas que actúan en el
fallamiento son: la gravedad (fuerza vertical), la
tensión y la compresión (fuerzas horizontales).
Estas fracturas se producen en rocas rígidas, las
cuales en lugar de plegarse se quiebran. En un
fallamiento el bloque elevado se llama: Horst.-
Macizos elevados que dan origen a mesetas
(Tibet en China, Columbia en EE.UU., Matto
Grosso en Brasil, Castilla en España, Anahuac en
México, etc.) y montañas en bloque (montes
Ruwenzori entre Uganda y R.D. del Congo,
montes Vosgos en Francia, etc.); mientras que
el bloque deprimido se llama: Graben.-
Llamados también Rift Valley o valles de
hendidura, que son una serie de bloques
hundidos (valles del Rin, Ebro, Jordán, etc.). Si
estas depresiones se llenan de agua darán
origen a lagos tectónicos (Titicaca, Tanganica,
Baikal, Victoria, etc.).
B. Fallas.- Son superficies de fractura
que presentan desniveles o desplazamientos
muy notorios. Las fuerzas que actúan en el
fallamiento son: la gravedad (fuerza vertical), la
tensión y la compresión (fuerzas horizontales).
Estas fracturas se producen en rocas rígidas, las
cuales en lugar de plegarse se quiebran. En un
fallamiento el bloque elevado se llama: Horst.-
Macizos elevados que dan origen a mesetas
(Tibet en China, Columbia en EE.UU., Matto
Grosso en Brasil, Castilla en España, Anahuac en
México, etc.) y montañas en bloque (montes
Ruwenzori entre Uganda y R.D. del Congo,
montes Vosgos en Francia, etc.); mientras que
el bloque deprimido se llama: Graben.-
Llamados también Rift Valley o valles de
hendidura, que son una serie de bloques
hundidos (valles del Rin, Ebro, Jordán, etc.). Si
estas depresiones se llenan de agua darán
origen a lagos tectónicos (Titicaca, Tanganica,
Baikal, Victoria, etc.).
Geodinámica internaCAPÍTULO
Por fallamiento se han originado relieves
como el Rift Valley de África Oriental, depresión que se
extiende a lo largo de más de 4.830 Km. desde Siria, en
el suroeste de Asia, hasta Mozambique. Las altitudes
del Rift Valley oscilan entre los 395 m por debajo el
nivel del mar, en la costa del mar Muerto, hasta los
1.829 m por encima del nivel del mar, en los
acantilados de Kenia. La anchura del valle varía desde
unos pocos kilómetros hasta más de 160 Km. En África
oriental el valle se separa en dos ramas: el Rift oriental
y el Rift occidental. En este último se encuentra el lago
Tanganica, uno de los lagos más grandes del
continente. Otros cuerpos de agua dentro del Rift
Valley son el lago Tiberíades (mar de Galilea), el río
Jordán, el mar Muerto, el mar Rojo, el golfo de Aqaba y
el golfo de Adén. Es también por este proceso que se
ha formado la falla de San Francisco en EE.UU. de
Norteamérica. En el Perú, los sistemas de fallas más
importantes son los de Moyobamba (San Martín),
Satipo y Huaytapallana (Junín), Tambomachay (Cusco)
y la Cordillera Blanca (Ancash).
Rift Valley
Falla que cruza el Cusco
Por fallamiento se han originado relieves
como el Rift Valley de África Oriental, depresión que se
extiende a lo largo de más de 4.830 Km. desde Siria, en
el suroeste de Asia, hasta Mozambique. Las altitudes
del Rift Valley oscilan entre los 395 m por debajo el
nivel del mar, en la costa del mar Muerto, hasta los
1.829 m por encima del nivel del mar, en los
acantilados de Kenia. La anchura del valle varía desde
unos pocos kilómetros hasta más de 160 Km. En África
oriental el valle se separa en dos ramas: el Rift oriental
y el Rift occidental. En este último se encuentra el lago
Tanganica, uno de los lagos más grandes del
continente. Otros cuerpos de agua dentro del Rift
Valley son el lago Tiberíades (mar de Galilea), el río
Jordán, el mar Muerto, el mar Rojo, el golfo de Aqaba y
el golfo de Adén. Es también por este proceso que se
ha formado la falla de San Francisco en EE.UU. de
Norteamérica. En el Perú, los sistemas de fallas más
importantes son los de Moyobamba (San Martín),
Satipo y Huaytapallana (Junín), Tambomachay (Cusco)
y la Cordillera Blanca (Ancash).
Rift Valley
Falla que cruza el Cusco
Geodinámica internaCAPÍTULO
Estas cataratas se encuentran en la confluencia el río Iguazú y el Paraná. Una falla geológica
producida en el cauce del río Paraná generó un desnivel e hizo que la desembocadura del río
Iguazú se convirtiese en una cascada de 80 metros de altura
Cataratas de Iguazú
Estas cataratas se encuentran en la confluencia el río Iguazú y el Paraná. Una falla geológica
producida en el cauce del río Paraná generó un desnivel e hizo que la desembocadura del río
Iguazú se convirtiese en una cascada de 80 metros de altura
Cataratas de Iguazú
Geodinámica internaCAPÍTULO
Elementos de una falla
1. Pilar tectónico o meseta (horst).- Es el bloque levantado,
por lo tanto ocupa la parte superior respecto al otro u otros
bloques.
2. Fosa tectónica o (graben).- Es el bloque hundido, que
ocupa el nivel inferior respecto al horst.
3. Plano de falla.- Es la superficie que separa entre dos
bloques desprendidos, indicando la dirección de la falla. Este
plano puede ser vertical, oblicuo u horizontal. Dentro del plano
de falla se presenta una superficie pulida y brillosa llamada
“espejo de falla” con ciertas ranuras llamadas “estrías” que
resultan de la fricción de las rocas desplazadas.
4. Línea de falla.- Es la intersección del plano de falla.
5. Escarpe o salto de falla.- Es el desnivel tectónico que se
presenta cuando la falla es vertical y oblicua. Esto es la
distancia vertical comprendida entre el Horst y el graben.
6. Resalto de falla.- Es la distancia horizontal comprendida
entre dos bloques desplazados.
Elementos de una falla
1. Pilar tectónico o meseta (horst).- Es el bloque levantado,
por lo tanto ocupa la parte superior respecto al otro u otros
bloques.
2. Fosa tectónica o (graben).- Es el bloque hundido, que
ocupa el nivel inferior respecto al horst.
3. Plano de falla.- Es la superficie que separa entre dos
bloques desprendidos, indicando la dirección de la falla. Este
plano puede ser vertical, oblicuo u horizontal. Dentro del plano
de falla se presenta una superficie pulida y brillosa llamada
“espejo de falla” con ciertas ranuras llamadas “estrías” que
resultan de la fricción de las rocas desplazadas.
4. Línea de falla.- Es la intersección del plano de falla.
5. Escarpe o salto de falla.- Es el desnivel tectónico que se
presenta cuando la falla es vertical y oblicua. Esto es la
distancia vertical comprendida entre el Horst y el graben.
6. Resalto de falla.- Es la distancia horizontal comprendida
entre dos bloques desplazados.
Geodinámica internaCAPÍTULO
5
3
5
3
Geodinámica internaCAPÍTULO
C. Junturas o
diaclasas.- Son fracturas
que dividen a las rocas y
en las cuales no ha
ocurrido ningún tipo de
movimiento a lo largo del
plano de fractura. El
espaciamiento entre
juntura y juntura puede
ser del orden de unos
cuantos centímetros a
varios metros, mientras
que su longitud puede
variar desde unos metros a
varios cientos de metros.
Por su disposición espacial
geométrica pueden ser:
paralelos, en ángulo,
ortogonales, anulares,
radiales y poligonales.
C. Junturas o
diaclasas.- Son fracturas
que dividen a las rocas y
en las cuales no ha
ocurrido ningún tipo de
movimiento a lo largo del
plano de fractura. El
espaciamiento entre
juntura y juntura puede
ser del orden de unos
cuantos centímetros a
varios metros, mientras
que su longitud puede
variar desde unos metros a
varios cientos de metros.
Por su disposición espacial
geométrica pueden ser:
paralelos, en ángulo,
ortogonales, anulares,
radiales y poligonales.
Geodinámica internaCAPÍTULO
OROGÉNESIS
Con el término de orogénesis u orogenia
se designa al conjunto de procesos mediante los
cuales se origina una Cordillera. La formación de
un sistema montañoso requiere la puesta en juego
de grandes fuerzas, capaces de plegar y deformar
las rocas de la corteza terrestre dando lugar a
impresionantes relieves de miles de metros de
altura.
Ciclos orogénicos
Con el término de ciclos orogénicos se
designa a la historia evolutiva de un sistema
montañoso que comprende desde la formación de
los materiales que lo constituirán, hasta el
arrasamiento del mismo por acción de la erosión,
pasando por la etapa de deformación u orogénesis
propiamente dicha. Un ciclo orogénico completo
comprende los siguientes periodos:
OROGÉNESIS
Con el término de orogénesis u orogenia
se designa al conjunto de procesos mediante los
cuales se origina una Cordillera. La formación de
un sistema montañoso requiere la puesta en juego
de grandes fuerzas, capaces de plegar y deformar
las rocas de la corteza terrestre dando lugar a
impresionantes relieves de miles de metros de
altura.
Ciclos orogénicos
Con el término de ciclos orogénicos se
designa a la historia evolutiva de un sistema
montañoso que comprende desde la formación de
los materiales que lo constituirán, hasta el
arrasamiento del mismo por acción de la erosión,
pasando por la etapa de deformación u orogénesis
propiamente dicha. Un ciclo orogénico completo
comprende los siguientes periodos:
Geodinámica internaCAPÍTULO
1.- Periodo de sedimentación o litogénesis:
Durante el cual se originan los materiales que constituirán el futuro sistema
montañoso. La sedimentación se produce en cuencas marinas alargadas y estrechas,
denominadas geosinclinales. La fase de sedimentación de un ciclo orogénico es la de
mayor duración, superando frecuentemente el centenar de millones de años, y que
finaliza con las primeras manifestaciones orogénicas.
2.- Periodo de orogénesis o plegamiento:
En él tienen lugar aquellos procesos, generalmente compresiones, que
deforman o pliegan los materiales acumulados en los geosinclinales, dando lugar a las
estructuras y relieves de la nueva cordillera. Tales procesos no se producen de
manera continua. La duración de la orogénesis es bastante menor que el de la fase
sedimentaria y, en general, no supera los 30 a 50 millones de años.
3.- Periodo de erosión o gliptogénesis:
Durante este periodo los relieves originados en la fase anterior son
intensamente atacados por la erosión hasta que la Cordillera se transforma en una
penillanura. La fase erosiva es de mucho menor duración que las anteriores.
1.- Periodo de sedimentación o litogénesis:
Durante el cual se originan los materiales que constituirán el futuro sistema
montañoso. La sedimentación se produce en cuencas marinas alargadas y estrechas,
denominadas geosinclinales. La fase de sedimentación de un ciclo orogénico es la de
mayor duración, superando frecuentemente el centenar de millones de años, y que
finaliza con las primeras manifestaciones orogénicas.
2.- Periodo de orogénesis o plegamiento:
En él tienen lugar aquellos procesos, generalmente compresiones, que
deforman o pliegan los materiales acumulados en los geosinclinales, dando lugar a las
estructuras y relieves de la nueva cordillera. Tales procesos no se producen de
manera continua. La duración de la orogénesis es bastante menor que el de la fase
sedimentaria y, en general, no supera los 30 a 50 millones de años.
3.- Periodo de erosión o gliptogénesis:
Durante este periodo los relieves originados en la fase anterior son
intensamente atacados por la erosión hasta que la Cordillera se transforma en una
penillanura. La fase erosiva es de mucho menor duración que las anteriores.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Sedimentación Orogénesis
Erosión
Sedimentación Orogénesis
Erosión
Geodinámica internaCAPÍTULO
Desde el inicio de la era primaria se han producido
tres ciclos orogénicos: el primero, durante el paleozoico inferior,
denominado ciclo caledoniano, el cual afectó a Europa Occidental
y América del Norte, cuyos testimonios son las suturas y pliegues
visibles encontrados en Escandinavia, Irlanda, Escocia, Terranova,
Nueva Escocia y Nueva Inglaterra; el segundo, durante el
paleozoico superior, llamado ciclo herciniano o varisco, afectó
también a Europa, América del Norte y América del Sur, cuyos
testimonios son los relieves de los montes Urales y Apalaches; y
el tercero, durante la era secundaria y terciaria, conocido como
ciclo alpino. Los dos primeros se han desarrollado en sus tres
fases, sin embargo, el ciclo alpino aún no ha finalizado, pues sus
deformaciones orogénicas todavía se manifiestan en ciertas zonas
de la superficie terrestre y la fase erosiva está en sus inicios.
Anteriormente a la era primaria, al final del
precámbrico tuvo lugar el ciclo asíntico (también denominado
cadoniense o baikaliense).
El estudio de los cuatro últimos ciclos ha permitido
comprobar que en las últimas fases de los mismos se produjeron
importantes cambios climáticos que dieron lugar a las
glaciaciones.
Alpes Escandinavos
Montes Apalaches
Desde el inicio de la era primaria se han producido
tres ciclos orogénicos: el primero, durante el paleozoico inferior,
denominado ciclo caledoniano, el cual afectó a Europa Occidental
y América del Norte, cuyos testimonios son las suturas y pliegues
visibles encontrados en Escandinavia, Irlanda, Escocia, Terranova,
Nueva Escocia y Nueva Inglaterra; el segundo, durante el
paleozoico superior, llamado ciclo herciniano o varisco, afectó
también a Europa, América del Norte y América del Sur, cuyos
testimonios son los relieves de los montes Urales y Apalaches; y
el tercero, durante la era secundaria y terciaria, conocido como
ciclo alpino. Los dos primeros se han desarrollado en sus tres
fases, sin embargo, el ciclo alpino aún no ha finalizado, pues sus
deformaciones orogénicas todavía se manifiestan en ciertas zonas
de la superficie terrestre y la fase erosiva está en sus inicios.
Anteriormente a la era primaria, al final del
precámbrico tuvo lugar el ciclo asíntico (también denominado
cadoniense o baikaliense).
El estudio de los cuatro últimos ciclos ha permitido
comprobar que en las últimas fases de los mismos se produjeron
importantes cambios climáticos que dieron lugar a las
glaciaciones.
Alpes Escandinavos
Montes Apalaches
Geodinámica internaCAPÍTULO
Al ciclo alpino corresponden las cordilleras de
plegamiento actual que se agrupan en dos grandes cinturas
orogénicas; la denominada Peripacífica que comprende el conjunto
de cordilleras que bordean el Océano Pacífico (algunas aún en vías de
formación), y la llamada Mesogea, que se extiende en dirección
latitudinal desde el Océano Atlántico al Pacífico, por el sur del
continente Eurasiático.
La cintura Orogénica Peripacífica comprende, en la costa
occidental americana, un complejo montañoso que se extiende a lo
largo de mas de 19,000 Km. desde Alaska a la Tierra del Fuego e
incluye las montañas rocosas y los andes. Esta zona es todavía muy
inestable registrándose en ella una intensa actividad sísmica y
volcánica.
En el sector asiático de la cintura Peripacífica, las
cordilleras están en vías de formación, siendo sus embriones el
complejo sistemas de arcos y guirnaldas insulares que se extienden de
manera discontinua desde Japón a Nueva Zelanda.
La cintura Orogénica Mesogea se extiende
perpendicularmente a la Peripacífica desde Europa Occidental hasta la
costa asiática del pacifico. Comprende numerosos e importantes
sistemas montañosos, como: el Atlas, las Cordilleras Beticas, Pirineos,
Alpes, Carpatos, Caucasos, Pamir, Tien Shan, Himalaya, etc.
Al ciclo alpino corresponden las cordilleras de
plegamiento actual que se agrupan en dos grandes cinturas
orogénicas; la denominada Peripacífica que comprende el conjunto
de cordilleras que bordean el Océano Pacífico (algunas aún en vías de
formación), y la llamada Mesogea, que se extiende en dirección
latitudinal desde el Océano Atlántico al Pacífico, por el sur del
continente Eurasiático.
La cintura Orogénica Peripacífica comprende, en la costa
occidental americana, un complejo montañoso que se extiende a lo
largo de mas de 19,000 Km. desde Alaska a la Tierra del Fuego e
incluye las montañas rocosas y los andes. Esta zona es todavía muy
inestable registrándose en ella una intensa actividad sísmica y
volcánica.
En el sector asiático de la cintura Peripacífica, las
cordilleras están en vías de formación, siendo sus embriones el
complejo sistemas de arcos y guirnaldas insulares que se extienden de
manera discontinua desde Japón a Nueva Zelanda.
La cintura Orogénica Mesogea se extiende
perpendicularmente a la Peripacífica desde Europa Occidental hasta la
costa asiática del pacifico. Comprende numerosos e importantes
sistemas montañosos, como: el Atlas, las Cordilleras Beticas, Pirineos,
Alpes, Carpatos, Caucasos, Pamir, Tien Shan, Himalaya, etc.
Geodinámica internaCAPÍTULO
2) EPIROGÉNESIS (formación de bordes continentales).- Afecta grandes áreas, el movimiento es
básicamente vertical y lento, produciendo elevaciones y hundimientos de extensas zonas de la
corteza terrestre. La causa de la epirogénesis es la Isostasia. Actualmente la epirogénesis está
provocando levantamientos en Escandinavia, costa brasileña, oriente de Norteamérica y en los
tablazos de la costa peruana (regresión marina). También genera hundimientos en Holanda,
Bélgica, Luxemburgo y en la costa central peruana (transgresión marina).
2) EPIROGÉNESIS (formación de bordes continentales).- Afecta grandes áreas, el movimiento es
básicamente vertical y lento, produciendo elevaciones y hundimientos de extensas zonas de la
corteza terrestre. La causa de la epirogénesis es la Isostasia. Actualmente la epirogénesis está
provocando levantamientos en Escandinavia, costa brasileña, oriente de Norteamérica y en los
tablazos de la costa peruana (regresión marina). También genera hundimientos en Holanda,
Bélgica, Luxemburgo y en la costa central peruana (transgresión marina).
Geodinámica internaCAPÍTULO
II. MAGMATISMO.- Es todo el
complicado conjunto de procesos
asociados a las manifestaciones de la
energía interna terrestre y que se
evidencia por medio el plutonismo o
magmatismo intrusivo y el vulcanismo o
magmatismo extrusivo.
Procedente del manto,
alcanzan la corteza terrestre las
corrientes convectivas originadas por
las grandes temperaturas del interior
del mismo, portadores de materiales
fundidos en las profundidades o
magma. El magma por presión de los
gases y por el aumento del volumen de
las rocas al pasar al estado liquido (por
altísimas temperaturas), se desplazan a
la superficie utilizando un sistema de
fallas, rompiendo violentamente la
corteza terrestre, estamos en el caso de
los volcanes.
II. MAGMATISMO.- Es todo el
complicado conjunto de procesos
asociados a las manifestaciones de la
energía interna terrestre y que se
evidencia por medio el plutonismo o
magmatismo intrusivo y el vulcanismo o
magmatismo extrusivo.
Procedente del manto,
alcanzan la corteza terrestre las
corrientes convectivas originadas por
las grandes temperaturas del interior
del mismo, portadores de materiales
fundidos en las profundidades o
magma. El magma por presión de los
gases y por el aumento del volumen de
las rocas al pasar al estado liquido (por
altísimas temperaturas), se desplazan a
la superficie utilizando un sistema de
fallas, rompiendo violentamente la
corteza terrestre, estamos en el caso de
los volcanes.
Geodinámica internaCAPÍTULO
1)MAGMATISMO INTRUSIVO O PLUTÓNICO .- Es la
consolidación interna del magma, el cual rellena
cavidades y fisuras formando plutones, éstos se
clasifican como: Concordantes y discordantes.
A. Plutones discordantes.- Son aquellos en donde un plutón
cruza una estructura de rocas antiguas. Se clasifican en:
* Batolitos (Bathos = profundidad).- Grandes masas de
magma solidificada bajo los sistemas montañosos. Están
conformados de granito, los cuales a menudo tienen un
área de cientos de Km2. Ej.: Batolito costanero (se
extiende entre La Libertad y Arequipa a lo largo de 1200
Km.); Batolito granodiorítico de la cordillera Blanca;
Batolito de San Nicolás (entre la Bahía de San Juan y la
Península de Paracas), etc.
* Stocks.- Son intrusiones ígneas que tienen una exposición
superficial menor a 100 Km2. Los de forma circular o
elíptica probablemente constituyeron las cámaras
magmáticas que alimentaron volcanes antiguos.
Batolito
1)MAGMATISMO INTRUSIVO O PLUTÓNICO .- Es la
consolidación interna del magma, el cual rellena
cavidades y fisuras formando plutones, éstos se
clasifican como: Concordantes y discordantes.
A. Plutones discordantes.- Son aquellos en donde un plutón
cruza una estructura de rocas antiguas. Se clasifican en:
* Batolitos (Bathos = profundidad).- Grandes masas de
magma solidificada bajo los sistemas montañosos. Están
conformados de granito, los cuales a menudo tienen un
área de cientos de Km2. Ej.: Batolito costanero (se
extiende entre La Libertad y Arequipa a lo largo de 1200
Km.); Batolito granodiorítico de la cordillera Blanca;
Batolito de San Nicolás (entre la Bahía de San Juan y la
Península de Paracas), etc.
* Stocks.- Son intrusiones ígneas que tienen una exposición
superficial menor a 100 Km2. Los de forma circular o
elíptica probablemente constituyeron las cámaras
magmáticas que alimentaron volcanes antiguos.
Batolito
Geodinámica internaCAPÍTULO
* Dique, vetas o filones.- Consolidación
del magma rellenando cavidades
verticales. Tiene la apariencia de un
muro dentro de otro tipo de roca. Ej.: El
tradicional puente de “El Salto del
Fraile” en Chorrillos-Lima, cruza un
dique de andesita que ha sido
erosionado por las olas marinas que han
aprovechado su menor resistencia con
respecto a las rocas encajonantes
constituidas por cuarcitas; Gran Dique
deZimbabwe; etc.
* Cuellos volcánicos.- Son cuerpos
elípticos, cilíndricos y verticales, que
llegan a tener hasta un kilómetro de
diámetro. Están compuestos de lava
solidificada que alguna vez llenó los
ductos de un volcán que ha sido
erosionado, quedando como testigo éste
tapón por ser mas resistente a la
erosión.
* Dique, vetas o filones.- Consolidación
del magma rellenando cavidades
verticales. Tiene la apariencia de un
muro dentro de otro tipo de roca. Ej.: El
tradicional puente de “El Salto del
Fraile” en Chorrillos-Lima, cruza un
dique de andesita que ha sido
erosionado por las olas marinas que han
aprovechado su menor resistencia con
respecto a las rocas encajonantes
constituidas por cuarcitas; Gran Dique
deZimbabwe; etc.
* Cuellos volcánicos.- Son cuerpos
elípticos, cilíndricos y verticales, que
llegan a tener hasta un kilómetro de
diámetro. Están compuestos de lava
solidificada que alguna vez llenó los
ductos de un volcán que ha sido
erosionado, quedando como testigo éste
tapón por ser mas resistente a la
erosión.
Geodinámica internaCAPÍTULO
B.Plutones concordantes.- Aquellos cuyas
márgenes son paralelas a los estratos rocosos.
* Sill o manto de lava.- Consolidación del magma
en forma laminar, paralela a los estratos de las
rocas encajonantes. Puede ser horizontal o
inclinado. Ej.: Salisbury Crags de Edimburgo
(Escocia).
* Lacolito (Lakkos = cisterna).- Magma consolidado
entre los estratos horizontales en forma de
hongo, el cual levanta las capas superiores a
manera de cúpulas. Ej.: Cerro San Cristóbal en
Lima.
* Lopolito (Lopos = cuenca).- Intrusión en forma de
plato. Generalmente son de grandes
dimensiones.
* Facolito.- Tiene un perfil de plato invertido, que
se encuentran confinados a las crestas de
anticlinales o senos de sinclinales.
B.Plutones concordantes.- Aquellos cuyas
márgenes son paralelas a los estratos rocosos.
* Sill o manto de lava.- Consolidación del magma
en forma laminar, paralela a los estratos de las
rocas encajonantes. Puede ser horizontal o
inclinado. Ej.: Salisbury Crags de Edimburgo
(Escocia).
* Lacolito (Lakkos = cisterna).- Magma consolidado
entre los estratos horizontales en forma de
hongo, el cual levanta las capas superiores a
manera de cúpulas. Ej.: Cerro San Cristóbal en
Lima.
* Lopolito (Lopos = cuenca).- Intrusión en forma de
plato. Generalmente son de grandes
dimensiones.
* Facolito.- Tiene un perfil de plato invertido, que
se encuentran confinados a las crestas de
anticlinales o senos de sinclinales.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
2) MAGMATISMO EXTRUSIVO O VOLCÁNICO.- Proceso por
el cual el magma es expulsado a la superficie a través de
conos volcánicos o fisuras de la corteza terrestre,
originando corrientes de lava, material piroclástico y gases.
El geólogo K. Sapper indica que en los últimos 5 siglos los
volcanes han expulsado lava (magma desgasificado)
suficiente para cubrir los continentes con una capa de 30
m. de espesor. Deja las siguientes consecuencias:
formación de nueva corteza terrestre; formación de
dorsales oceánicas; formación de mesetas o pampas de
lava (Deccán, Columbia, Drakensberg, Paraná, del sur
peruano, etc).
* Magma.- Es una fundición de rocas compuestas
principalmente de silicatos, conteniendo hasta 10 % de
vapor de agua y otros gases así como cristales minerales en
suspensión.
* Volcán.- Es la acumulación de productos magmáticos
alrededor de un ducto central, desarrollando una forma de
colina o montañas con características particulares.
2) MAGMATISMO EXTRUSIVO O VOLCÁNICO.- Proceso por
el cual el magma es expulsado a la superficie a través de
conos volcánicos o fisuras de la corteza terrestre,
originando corrientes de lava, material piroclástico y gases.
El geólogo K. Sapper indica que en los últimos 5 siglos los
volcanes han expulsado lava (magma desgasificado)
suficiente para cubrir los continentes con una capa de 30
m. de espesor. Deja las siguientes consecuencias:
formación de nueva corteza terrestre; formación de
dorsales oceánicas; formación de mesetas o pampas de
lava (Deccán, Columbia, Drakensberg, Paraná, del sur
peruano, etc).
* Magma.- Es una fundición de rocas compuestas
principalmente de silicatos, conteniendo hasta 10 % de
vapor de agua y otros gases así como cristales minerales en
suspensión.
* Volcán.- Es la acumulación de productos magmáticos
alrededor de un ducto central, desarrollando una forma de
colina o montañas con características particulares.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Materiales que arrojan los volcanes
* Lavas (material líquido), son las rocas fundidas que se desparraman sobre la superficie, su
temperatura oscila entre los 900 y los 1200 °C. Por su contenido de sílice se clasifican en: a)
Lavas ácidas, contienen más del 70 % de sílice y dan lugar a la riolita, son muy viscosas, b) Lavas
intermedias, contienen entre 50 y 65 % de sílice, originan la andesita, y c) Lavas básicas,
contienen menos del 50 % de sílice, originan las rocas basálticas.
* Piroclástos (material sólido), son materiales fragmentados y arrojados al espacio, los cuales de
acuerdo a su tamaño y forma se clasifican en: bloques y bombas (más de 32 mm), lapillis (de 32
a 4 mm), ceniza (de 4 a 1/400 mm) y polvo (menos de 1/400 mm).
Al caer los materiales mayores -bloques y bombas- cerca del cráter y solidificarse,
forman depósitos de aglomeraciones o brechas volcánicas. Los materiales más finos -lapillis y
cenizas- caen en los flancos y zonas vecinas, formando depósitos o tufos volcánicos que cuando
están endurecidos se les conoce como tobas o ignimbritas.
* Gases, el material gaseoso es principalmente vapor de agua (60 a 90 %), bióxido de carbono,
nitrógeno, amoniaco y anhídrido sulfuroso, y pequeñas cantidades de hidrógeno, oxígeno,
argón, monóxido de carbono, azufre y compuestos de cloro, flúor, boro, etc.
Materiales que arrojan los volcanes
* Lavas (material líquido), son las rocas fundidas que se desparraman sobre la superficie, su
temperatura oscila entre los 900 y los 1200 °C. Por su contenido de sílice se clasifican en: a)
Lavas ácidas, contienen más del 70 % de sílice y dan lugar a la riolita, son muy viscosas, b) Lavas
intermedias, contienen entre 50 y 65 % de sílice, originan la andesita, y c) Lavas básicas,
contienen menos del 50 % de sílice, originan las rocas basálticas.
* Piroclástos (material sólido), son materiales fragmentados y arrojados al espacio, los cuales de
acuerdo a su tamaño y forma se clasifican en: bloques y bombas (más de 32 mm), lapillis (de 32
a 4 mm), ceniza (de 4 a 1/400 mm) y polvo (menos de 1/400 mm).
Al caer los materiales mayores -bloques y bombas- cerca del cráter y solidificarse,
forman depósitos de aglomeraciones o brechas volcánicas. Los materiales más finos -lapillis y
cenizas- caen en los flancos y zonas vecinas, formando depósitos o tufos volcánicos que cuando
están endurecidos se les conoce como tobas o ignimbritas.
* Gases, el material gaseoso es principalmente vapor de agua (60 a 90 %), bióxido de carbono,
nitrógeno, amoniaco y anhídrido sulfuroso, y pequeñas cantidades de hidrógeno, oxígeno,
argón, monóxido de carbono, azufre y compuestos de cloro, flúor, boro, etc.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Lava
Piroclastos
Gases
Lava
Piroclastos
Gases
Geodinámica internaCAPÍTULO
Manifestaciones volcánicas
•Géiseres.- Surtidores de agua y vapor de agua en forma de
chorro que se eleva a varios metros de altura. Ej.: Las
duchas del diablo en las faldas de nevado Hualca Hualca
(Arequipa), geiser del Parque Nacional de Yellowstone
(EE.UU.), etc.
•Fuentes termales.- Aguas calientes emanadas desde el
interior de la corteza terrestre por el contacto de corrientes
subterráneas con rocas ígneas relativamente cálidas. En el
Perú tenemos: Chancos y Monterrey (Ancash); Churín,
Chilca (Lima); Baños del Inca (Cajamarca); Aguas Calientes
(Cusco); Jesús (Arequipa); etc.
•Fumarolas.- son oquedales o grietas en la superficie por
donde escapa vapor de agua acompañado de otros gases.
*Sulfataras.- conductos que se localizan en las
proximidades de los cráteres, los cuales arrojan gases
sulfurosos.
Manifestaciones volcánicas
•Géiseres.- Surtidores de agua y vapor de agua en forma de
chorro que se eleva a varios metros de altura. Ej.: Las
duchas del diablo en las faldas de nevado Hualca Hualca
(Arequipa), geiser del Parque Nacional de Yellowstone
(EE.UU.), etc.
•Fuentes termales.- Aguas calientes emanadas desde el
interior de la corteza terrestre por el contacto de corrientes
subterráneas con rocas ígneas relativamente cálidas. En el
Perú tenemos: Chancos y Monterrey (Ancash); Churín,
Chilca (Lima); Baños del Inca (Cajamarca); Aguas Calientes
(Cusco); Jesús (Arequipa); etc.
•Fumarolas.- son oquedales o grietas en la superficie por
donde escapa vapor de agua acompañado de otros gases.
*Sulfataras.- conductos que se localizan en las
proximidades de los cráteres, los cuales arrojan gases
sulfurosos.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Partes de un volcán
A) Cono volcánico.- Es la montaña formada por materiales emergidos del manto. Cuando el
vulcanismo es complejo pueden formarse varios conos, de los cuales uno es principal y el resto
secundarios.
B) Cráter.- Es la abertura circular exterior o depresión de paredes verticales. Son generalmente
de tamaño pequeño y que no excede los 300 m. de diámetro. A veces se hunde tan
profundamente que el cono volcánico se derrumba y cae al interior de la chimenea, donde
forma una depresión mucho mayor llamada caldera, en ocasiones de varios kilómetros de
diámetro. Las calderas pueden ser también producto de explosiones muy violentas que 'vuelan'
el cono, como ocurrió en Krakatoa, Indonesia. Con el tiempo, las calderas de los volcanes
dormidos o apagados pueden llenarse de agua y formar lagos. El más conocido es
probablemente el lago del Cráter de Oregón, Estados Unidos. Tiene cerca de 8 Km. de diámetro
y se formó al hundirse un volcán prehistórico compuesto, el monte Mazama.
C) Hogar o foco magmático.- Es la cámara en donde se concentra el magma. Los materiales que
son arrojados por los volcanes proceden generalmente de la Astenosfera.
D) Chimenea.- Es el conducto que comunica el foco con el cráter, por donde salen los materiales
magmáticos. Puede haber chimenea principal y secundarias.
E) Lava.- Son las rocas fundidas y líquidas arrojadas a la superficie con temperaturas que oscilan
entre 900 y 1200 °C, en la superficie al enfriarse da lugar a las rocas extrusivas o volcánicas. Es
conveniente acotar que también se llama lava a la roca solidificada.
Partes de un volcán
A) Cono volcánico.- Es la montaña formada por materiales emergidos del manto. Cuando el
vulcanismo es complejo pueden formarse varios conos, de los cuales uno es principal y el resto
secundarios.
B) Cráter.- Es la abertura circular exterior o depresión de paredes verticales. Son generalmente
de tamaño pequeño y que no excede los 300 m. de diámetro. A veces se hunde tan
profundamente que el cono volcánico se derrumba y cae al interior de la chimenea, donde
forma una depresión mucho mayor llamada caldera, en ocasiones de varios kilómetros de
diámetro. Las calderas pueden ser también producto de explosiones muy violentas que 'vuelan'
el cono, como ocurrió en Krakatoa, Indonesia. Con el tiempo, las calderas de los volcanes
dormidos o apagados pueden llenarse de agua y formar lagos. El más conocido es
probablemente el lago del Cráter de Oregón, Estados Unidos. Tiene cerca de 8 Km. de diámetro
y se formó al hundirse un volcán prehistórico compuesto, el monte Mazama.
C) Hogar o foco magmático.- Es la cámara en donde se concentra el magma. Los materiales que
son arrojados por los volcanes proceden generalmente de la Astenosfera.
D) Chimenea.- Es el conducto que comunica el foco con el cráter, por donde salen los materiales
magmáticos. Puede haber chimenea principal y secundarias.
E) Lava.- Son las rocas fundidas y líquidas arrojadas a la superficie con temperaturas que oscilan
entre 900 y 1200 °C, en la superficie al enfriarse da lugar a las rocas extrusivas o volcánicas. Es
conveniente acotar que también se llama lava a la roca solidificada.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Clasificación de los volcanes
Según su tipo de erupción
1. Hawaiano.- Es una erupción que se caracteriza por su régimen tranquilo y sin causar
explosiones, debido a la composición básica de sus lavas de poca viscosidad y escasos gases. Es la
forma más suave de vulcanismo y su nombre se asocia a las islas del mismo nombre ubicadas en
el Océano Pacífico. Ejemplo: Mauna Loa, Kilauea, Mauna Kea, etc.
2. Estromboliano.- Las lavas, al igual que el anterior son básicas pero de menor movilidad, entran
en actividad con intervalos de tiempo regular, los gases no pueden escapar con facilidad, en
consecuencia se producen explosiones que los liberan violentamente. Ejemplo: Estromboli.
3. Vulcaniano (Etna-Vesubiano).- Sus lavas son de composición intermedia a ácida, viscosas
(cuanto más sílice contiene el magma, tanto más viscoso es) y de escasa movilidad, el cráter es
taponado por la lava debido a la presión de los gases, pueden producir explosiones muy violentas
y reiteradas. Ejemplo: los volcanes de Vulcano, Etna y Vesubio (Italia).
4. Peleano.- Cuyas lavas son tan excepcionalmente viscosas que forman un tapón en el cráter. La
enorme presión de los gases acumulados puede ocasionar una tremenda explosión, formando
gases a elevadas temperaturas y nubes ardientes que arrastran todo lo que encuentran a su
paso. Ejemplo: Mont Pelée o Monte Pelado (Martinica) explosionó el 8 de mayo de 1902,
matando a unas 30 000 personas y arrastrando la ciudad de San Pedro.
5. Pliniano.- Son erupciones muy violentas, caracterizadas por la expulsión de gases que se
elevan a gran altura, donde forman un techo de nubes globulares.
Clasificación de los volcanes
Según su tipo de erupción
1. Hawaiano.- Es una erupción que se caracteriza por su régimen tranquilo y sin causar
explosiones, debido a la composición básica de sus lavas de poca viscosidad y escasos gases. Es la
forma más suave de vulcanismo y su nombre se asocia a las islas del mismo nombre ubicadas en
el Océano Pacífico. Ejemplo: Mauna Loa, Kilauea, Mauna Kea, etc.
2. Estromboliano.- Las lavas, al igual que el anterior son básicas pero de menor movilidad, entran
en actividad con intervalos de tiempo regular, los gases no pueden escapar con facilidad, en
consecuencia se producen explosiones que los liberan violentamente. Ejemplo: Estromboli.
3. Vulcaniano (Etna-Vesubiano).- Sus lavas son de composición intermedia a ácida, viscosas
(cuanto más sílice contiene el magma, tanto más viscoso es) y de escasa movilidad, el cráter es
taponado por la lava debido a la presión de los gases, pueden producir explosiones muy violentas
y reiteradas. Ejemplo: los volcanes de Vulcano, Etna y Vesubio (Italia).
4. Peleano.- Cuyas lavas son tan excepcionalmente viscosas que forman un tapón en el cráter. La
enorme presión de los gases acumulados puede ocasionar una tremenda explosión, formando
gases a elevadas temperaturas y nubes ardientes que arrastran todo lo que encuentran a su
paso. Ejemplo: Mont Pelée o Monte Pelado (Martinica) explosionó el 8 de mayo de 1902,
matando a unas 30 000 personas y arrastrando la ciudad de San Pedro.
5. Pliniano.- Son erupciones muy violentas, caracterizadas por la expulsión de gases que se
elevan a gran altura, donde forman un techo de nubes globulares.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Según su actividad
a)Activos.- Se encuentran en permanente erupción.
Pudiendo ser pasiva o violenta. Ejemplos: Sabancaya, Ubinas
(Perú), Etna, Vesubio (Italia), Mauna Loa (Hawai), etc.
b)Durmientes.- Emiten gases (fumarolas) disminuyendo así
la presión interna. Ejemplos: Misti (Perú), Fujiyama (Japón),
etc.
c)Apagados.- No muestran actividad en absoluto. Ejemplos:
Coropuna (Perú), Kilimandjaro (Tanzania), etc.
Nota.- Las erupciones más violentas se asocian con los
bordes destructivos de las placas. Las dos mayores
erupciones de la historia (las del Krakatoa y el Tambora) se
produjeron en la confluencia de las placas asiática y
australiana. El Krakatoa en Indonesia entró en erupción en
1883, el Tambora ubicado en la isla de Sumbawa erupcionó
en 1815.
Fujiyama
Coropuna
Pinatubo
Según su actividad
a)Activos.- Se encuentran en permanente erupción.
Pudiendo ser pasiva o violenta. Ejemplos: Sabancaya, Ubinas
(Perú), Etna, Vesubio (Italia), Mauna Loa (Hawai), etc.
b)Durmientes.- Emiten gases (fumarolas) disminuyendo así
la presión interna. Ejemplos: Misti (Perú), Fujiyama (Japón),
etc.
c)Apagados.- No muestran actividad en absoluto. Ejemplos:
Coropuna (Perú), Kilimandjaro (Tanzania), etc.
Nota.- Las erupciones más violentas se asocian con los
bordes destructivos de las placas. Las dos mayores
erupciones de la historia (las del Krakatoa y el Tambora) se
produjeron en la confluencia de las placas asiática y
australiana. El Krakatoa en Indonesia entró en erupción en
1883, el Tambora ubicado en la isla de Sumbawa erupcionó
en 1815.
Fujiyama
Coropuna
Pinatubo
Geodinámica internaCAPÍTULO
Zonas volcánicas del mundo
La actividad volcánica se concentra sobre todo a lo
largo de los límites entre las placas tectónicas. Tales bordes
están marcados por cadenas montañosas oceánicas (dorsales)
en las que se crea continuamente nueva corteza a medida que
las placas se separan. El magma que asciende forma el nuevo
fondo oceánico. Por tanto, la mayor parte de la actividad
volcánica permanece oculta bajo los mares. El vulcanismo
continental es mucho menos importante que el submarino en
términos de volumen de magma expulsado.
Los volcanes de superficie suelen asociarse con los
límites destructivos que forman las placas tectónicas en los
bordes por los que se acercan (subducción). Cuando la corteza
oceánica se funde como resultado de la subducción, el
magma formado asciende a lo largo del plano de subducción y
brota en forma de erupción en la corteza terrestre, por lo
general en el lado de tierra del límite destructivo,
normalmente marcado por fosas oceánicas (Andes, montañas
Rocosas, cordillera de las Cascadas). Casi todas las zonas de
subducción de la tierra se encuentran alrededor del océano
Pacífico.
Zonas volcánicas del mundo
La actividad volcánica se concentra sobre todo a lo
largo de los límites entre las placas tectónicas. Tales bordes
están marcados por cadenas montañosas oceánicas (dorsales)
en las que se crea continuamente nueva corteza a medida que
las placas se separan. El magma que asciende forma el nuevo
fondo oceánico. Por tanto, la mayor parte de la actividad
volcánica permanece oculta bajo los mares. El vulcanismo
continental es mucho menos importante que el submarino en
términos de volumen de magma expulsado.
Los volcanes de superficie suelen asociarse con los
límites destructivos que forman las placas tectónicas en los
bordes por los que se acercan (subducción). Cuando la corteza
oceánica se funde como resultado de la subducción, el
magma formado asciende a lo largo del plano de subducción y
brota en forma de erupción en la corteza terrestre, por lo
general en el lado de tierra del límite destructivo,
normalmente marcado por fosas oceánicas (Andes, montañas
Rocosas, cordillera de las Cascadas). Casi todas las zonas de
subducción de la tierra se encuentran alrededor del océano
Pacífico.
Geodinámica internaCAPÍTULO
1.Círculo de Fuego del Pacífico.- En esta zona ubicamos más de las tres cuartas
partes de todos los volcanes de superficie. Comprende las costas occidentales
de América (Andes, Montañas Rocosas y de las Cascadas, Islas Aleutianas) y
las orientales de Asia (Península de Kamchatka, Islas Kuriles, Japón, Filipinas,
Nueva Guinea, Islas Salomón, Nueva Caledonia y Nueva Zelanda) y Oceanía. La
mayor parte de volcanes activos del planeta se ubican sobre esta zona.
2.Eje Mediterráneo (Cinturón Alpino-Caúcaso-Himalayo).- Esta zona se extiende
desde la parte norte de África y sur de España pasando por Italia, Grecia, Asia
Menor, hasta los montes Himalaya y la Insulindia.
3.Dorsal del Atlántico.- Comprende Islandia, Azores, Canarias, Ascensión, Santa
Elena (sin contar volcanes submarinos).
4.Fosas del África Oriental (Rift Valley).- Que se prolongan, hacia Yemen, costas
del mar Rojo y fosa del Líbano. Este valle corresponde a una línea de fractura
por la que el continente se está rompiendo, y es de esperar que en el futuro
aflore aún mayor cantidad de magma. Ejm.: Kilimandjaro.
1.Círculo de Fuego del Pacífico.- En esta zona ubicamos más de las tres cuartas
partes de todos los volcanes de superficie. Comprende las costas occidentales
de América (Andes, Montañas Rocosas y de las Cascadas, Islas Aleutianas) y
las orientales de Asia (Península de Kamchatka, Islas Kuriles, Japón, Filipinas,
Nueva Guinea, Islas Salomón, Nueva Caledonia y Nueva Zelanda) y Oceanía. La
mayor parte de volcanes activos del planeta se ubican sobre esta zona.
2.Eje Mediterráneo (Cinturón Alpino-Caúcaso-Himalayo).- Esta zona se extiende
desde la parte norte de África y sur de España pasando por Italia, Grecia, Asia
Menor, hasta los montes Himalaya y la Insulindia.
3.Dorsal del Atlántico.- Comprende Islandia, Azores, Canarias, Ascensión, Santa
Elena (sin contar volcanes submarinos).
4.Fosas del África Oriental (Rift Valley).- Que se prolongan, hacia Yemen, costas
del mar Rojo y fosa del Líbano. Este valle corresponde a una línea de fractura
por la que el continente se está rompiendo, y es de esperar que en el futuro
aflore aún mayor cantidad de magma. Ejm.: Kilimandjaro.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Dorsal
Meso
atlánti
ca
Dorsal
Meso
atlánti
ca
Geodinámica internaCAPÍTULO
Ultimas erupciones
Santorín (1625 a.C).- Ubicado en Grecia, el volcán explotó hacia
el año 1625 a.C., hundiendo parte de la isla Thíra. Este desastre
pudo haber sido la base para el relato de Platón sobre la
Atlántida, el continente hundido. Las erupciones volcánicas más
antiguas registradas tuvieron lugar en el año 236 a.C.; las
últimas, entre 1925 y 1926.
Tambora (1815).- Ubicado en la costa norte de la isla Sumbawa
(Indonesia), entró en erupción el año mencionado; el cono saltó
por los aires y el volcán causó la muerte a unos 50.000 isleños.
La isla volcánica de Krakatoa (1883).- Situada entre Java y
Sumatra, en Indonesia, entró en erupción en 1883 y quedaron
destruidas las dos terceras partes de su superficie. Las olas
provocadas por la explosión causaron la muerte de decenas de
miles de personas en todo el sureste asiático. El ruido se
escuchó a una distancia de más de 4.830 Km., y los millones de
toneladas de cenizas proyectadas a la atmósfera provocaron
espectaculares puestas de sol en todo el mundo durante más de
un año.
Ultimas erupciones
Santorín (1625 a.C).- Ubicado en Grecia, el volcán explotó hacia
el año 1625 a.C., hundiendo parte de la isla Thíra. Este desastre
pudo haber sido la base para el relato de Platón sobre la
Atlántida, el continente hundido. Las erupciones volcánicas más
antiguas registradas tuvieron lugar en el año 236 a.C.; las
últimas, entre 1925 y 1926.
Tambora (1815).- Ubicado en la costa norte de la isla Sumbawa
(Indonesia), entró en erupción el año mencionado; el cono saltó
por los aires y el volcán causó la muerte a unos 50.000 isleños.
La isla volcánica de Krakatoa (1883).- Situada entre Java y
Sumatra, en Indonesia, entró en erupción en 1883 y quedaron
destruidas las dos terceras partes de su superficie. Las olas
provocadas por la explosión causaron la muerte de decenas de
miles de personas en todo el sureste asiático. El ruido se
escuchó a una distancia de más de 4.830 Km., y los millones de
toneladas de cenizas proyectadas a la atmósfera provocaron
espectaculares puestas de sol en todo el mundo durante más de
un año.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Montaña Pelada (1902).- El 8 de mayo de este
año destruyó la ciudad de Saint-Pierre y causó
la muerte a unas 30.000 personas, casi todas
abrasadas por la nube ardiente o asfixiadas.
Paricutín (1943).- En México, que entró en
erupción en un campo cultivado el 20 de
febrero de este año y en seis días formó un
cono de cenizas de 140 m de altura; al terminar
el año se había alzado hasta más de 336
metros.
Monte Saint Helens (1980).- El volcán Saint
Helens, en la zona suroeste del estado de
Washington en Estados Unidos, entró en
erupción el 18 de mayo de 1980, después de un
largo periodo de latencia. La violenta explosión
despidió nubes de ceniza y otros restos
volcánicos a la atmósfera, perecieron al menos
60 personas. Con la erupción, la altura de la
montaña descendió de 2.950 a 2.550 metros.
Montaña Pelada (1902).- El 8 de mayo de este
año destruyó la ciudad de Saint-Pierre y causó
la muerte a unas 30.000 personas, casi todas
abrasadas por la nube ardiente o asfixiadas.
Paricutín (1943).- En México, que entró en
erupción en un campo cultivado el 20 de
febrero de este año y en seis días formó un
cono de cenizas de 140 m de altura; al terminar
el año se había alzado hasta más de 336
metros.
Monte Saint Helens (1980).- El volcán Saint
Helens, en la zona suroeste del estado de
Washington en Estados Unidos, entró en
erupción el 18 de mayo de 1980, después de un
largo periodo de latencia. La violenta explosión
despidió nubes de ceniza y otros restos
volcánicos a la atmósfera, perecieron al menos
60 personas. Con la erupción, la altura de la
montaña descendió de 2.950 a 2.550 metros.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Nevado del Ruiz (1985).- Volcán nevado
ubicado en Colombia. La última explosión
importante fue en 1985, causando la
desaparición del municipio de Armero y la
muerte de 25 000 personas.
Pinatubo (1991).- Esta montaña, situada al
norte de Manila, en Filipinas, entró en
erupción en junio de 1991 y lanzó millones
de toneladas de cenizas que, combinadas
con la lluvia tropical, provocaron enormes
avalanchas de fango. Se ha estimado que
murieron 550 personas y 650.000 perdieron
su medio de vida. Esta erupción recuerda
además lo peligroso que es dar por supuesto
que un volcán está inactivo o apagado. El
Pinatubo llevaba más de 600 años sin dar
señales de vida.
Nevado del Ruiz (1985).- Volcán nevado
ubicado en Colombia. La última explosión
importante fue en 1985, causando la
desaparición del municipio de Armero y la
muerte de 25 000 personas.
Pinatubo (1991).- Esta montaña, situada al
norte de Manila, en Filipinas, entró en
erupción en junio de 1991 y lanzó millones
de toneladas de cenizas que, combinadas
con la lluvia tropical, provocaron enormes
avalanchas de fango. Se ha estimado que
murieron 550 personas y 650.000 perdieron
su medio de vida. Esta erupción recuerda
además lo peligroso que es dar por supuesto
que un volcán está inactivo o apagado. El
Pinatubo llevaba más de 600 años sin dar
señales de vida.
Geodinámica internaCAPÍTULO
MOVIMIENTOS SÍSMICOS
Los sismos (del griego, seísmos, “agitación”), son
vibraciones de la corteza terrestre, producto del tectonismo y del
magmatismo, de corta duración y de intensidad variable.
Terremoto significa movimiento de tierra, por lo que
cualquier sismo es en sí un terremoto; sin embargo, el común de
las personas identifica al terremoto con el que ocasiona
destrucción y muertes y sismo o temblor a aquel que ocasiona
susto.
La mayor parte de los terremotos van antecedidos de
un ruido sísmico y premonitorias. Posterior al movimiento se
suceden otros menores llamados réplicas, como consecuencia del
reacomodo de las rocas.
La rama de la Geofísica que estudia los sismos se
denomina Sismología. Mediante los datos obtenidos por la
propagación de las ondas sísmicas ha sido posible estructurar el
interior de la tierra en tres capas: corteza, manto y núcleo.
MOVIMIENTOS SÍSMICOS
Los sismos (del griego, seísmos, “agitación”), son
vibraciones de la corteza terrestre, producto del tectonismo y del
magmatismo, de corta duración y de intensidad variable.
Terremoto significa movimiento de tierra, por lo que
cualquier sismo es en sí un terremoto; sin embargo, el común de
las personas identifica al terremoto con el que ocasiona
destrucción y muertes y sismo o temblor a aquel que ocasiona
susto.
La mayor parte de los terremotos van antecedidos de
un ruido sísmico y premonitorias. Posterior al movimiento se
suceden otros menores llamados réplicas, como consecuencia del
reacomodo de las rocas.
La rama de la Geofísica que estudia los sismos se
denomina Sismología. Mediante los datos obtenidos por la
propagación de las ondas sísmicas ha sido posible estructurar el
interior de la tierra en tres capas: corteza, manto y núcleo.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Causas de los movimientos sísmicos
1.Sismos tectónicos.- Ocurren debido a las ondas producidas por la repentina ruptura y
desplazamiento de las rocas que han sido deformadas hasta llegar al límite de su resistencia. Son
los más comunes y por lo general de mayor magnitud. La mayoría de los sismos tectónicos se
producen en los límites entre las placas, en zonas donde alguna de ellas se desliza en paralelo a
otra (como ocurre en la falla de San Andrés en California y México), o es subducida (se desliza
bajo otra). Los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos
destructivos y liberan el 75% de la energía sísmica.
2.Sismos volcánicos.- Son causados por las explosiones de gases durante la actividad volcánica o
por movimientos repentinos del magma en la cámara magmática; por lo general tienen alcance
restringido. Se caracterizan por no ser sacudidas aisladas sino verdaderos enjambres de
movimientos o un continuo temblor que de vez en cuando es interrumpido por un movimiento
más fuerte. Este tipo de sismo constituye un porcentaje pequeño dentro de los movimientos que
ocurren en la Tierra.
3.Sismos de impacto.- Son causados por el deslizamiento de rocas (avalanchas), por el derrumbe
de cavernas o por la caída de meteoritos. Dentro de este tipo de sismos se incluyen aquellos
acusados artificialmente por explosiones en la superficie terrestre (minas, nucleares, etc).
Causas de los movimientos sísmicos
1.Sismos tectónicos.- Ocurren debido a las ondas producidas por la repentina ruptura y
desplazamiento de las rocas que han sido deformadas hasta llegar al límite de su resistencia. Son
los más comunes y por lo general de mayor magnitud. La mayoría de los sismos tectónicos se
producen en los límites entre las placas, en zonas donde alguna de ellas se desliza en paralelo a
otra (como ocurre en la falla de San Andrés en California y México), o es subducida (se desliza
bajo otra). Los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos
destructivos y liberan el 75% de la energía sísmica.
2.Sismos volcánicos.- Son causados por las explosiones de gases durante la actividad volcánica o
por movimientos repentinos del magma en la cámara magmática; por lo general tienen alcance
restringido. Se caracterizan por no ser sacudidas aisladas sino verdaderos enjambres de
movimientos o un continuo temblor que de vez en cuando es interrumpido por un movimiento
más fuerte. Este tipo de sismo constituye un porcentaje pequeño dentro de los movimientos que
ocurren en la Tierra.
3.Sismos de impacto.- Son causados por el deslizamiento de rocas (avalanchas), por el derrumbe
de cavernas o por la caída de meteoritos. Dentro de este tipo de sismos se incluyen aquellos
acusados artificialmente por explosiones en la superficie terrestre (minas, nucleares, etc).
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Focos y epicentros
Al lugar de la tierra en donde se originan los movimientos sísmicos se le llama “foco” o
“hipocentro”, y está situado a varios kilómetros de profundidad. Según la profundidad del foco o
hipocentro, los terremotos se dividen en: superficiales o someros, en los que el foco se encuentra
a menos de 60 Km. de profundidad (los más comunes son de 25 a 50 Km.); intermedios, en los que
se localiza a profundidades de entre 60 y 300 Km.; y los profundos en los que se halla a más de 300
Km. La experiencia demuestra que los hipocentros raramente pasan los 700 Km. de profundidad.
Los sismos de foco superficial actúan sobre áreas reducidas, pero sus efectos son
considerables, pues las ondas sísmicas generadas en el foco apenas se amortiguan antes de llegar a
la superficie. En cambio los de foco profundo afectan a zonas mucho mayores, pero la intensidad
en igualdad de magnitud es menor, ya que las ondas sísmicas llegan más debilitadas a la superficie.
El número de focos sísmicos disminuye con rapidez a medida que aumenta la
profundidad; esto queda demostrado en el hecho de que el 85 % de los movimientos sísmicos
corresponden a focos someros, el 12 % a focos intermedios y el 3 % restante a focos profundos.
El “epicentro” viene a ser el punto de la superficie terrestre situado generalmente
encima del hipocentro, en donde el movimiento se registra con mayor intensidad.
Focos y epicentros
Al lugar de la tierra en donde se originan los movimientos sísmicos se le llama “foco” o
“hipocentro”, y está situado a varios kilómetros de profundidad. Según la profundidad del foco o
hipocentro, los terremotos se dividen en: superficiales o someros, en los que el foco se encuentra
a menos de 60 Km. de profundidad (los más comunes son de 25 a 50 Km.); intermedios, en los que
se localiza a profundidades de entre 60 y 300 Km.; y los profundos en los que se halla a más de 300
Km. La experiencia demuestra que los hipocentros raramente pasan los 700 Km. de profundidad.
Los sismos de foco superficial actúan sobre áreas reducidas, pero sus efectos son
considerables, pues las ondas sísmicas generadas en el foco apenas se amortiguan antes de llegar a
la superficie. En cambio los de foco profundo afectan a zonas mucho mayores, pero la intensidad
en igualdad de magnitud es menor, ya que las ondas sísmicas llegan más debilitadas a la superficie.
El número de focos sísmicos disminuye con rapidez a medida que aumenta la
profundidad; esto queda demostrado en el hecho de que el 85 % de los movimientos sísmicos
corresponden a focos someros, el 12 % a focos intermedios y el 3 % restante a focos profundos.
El “epicentro” viene a ser el punto de la superficie terrestre situado generalmente
encima del hipocentro, en donde el movimiento se registra con mayor intensidad.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
¿Cómo se localizan los epicentros?
La localización del epicentro de un terremoto, se consigue si es que se conoce la
distancia que lo separa de tres estaciones suficientemente alejadas. Para tal efecto se traza un
círculo alrededor de cada estación, con radio proporcional a la respectiva distancia del
epicentro, el punto de intercepción de los tres círculos es el epicentro.
¿Cómo se localizan los epicentros?
La localización del epicentro de un terremoto, se consigue si es que se conoce la
distancia que lo separa de tres estaciones suficientemente alejadas. Para tal efecto se traza un
círculo alrededor de cada estación, con radio proporcional a la respectiva distancia del
epicentro, el punto de intercepción de los tres círculos es el epicentro.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Instrumentos sísmicos
Los sismógrafos y sismómetros, aparatos basados en el principio de la inercia son los
que miden la magnitud de los movimientos sísmicos. Se han perfeccionado tras el invento del
alemán Emil Wiechert de un sismógrafo horizontal, a finales del siglo XIX. El sismógrafo moderno
fue inventado a principios del siglo XX por el sismólogo ruso Boris Golitzyn. Su dispositivo, dotado
de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán, inició la era moderna de
la investigación símica. Las ondas sísmicas longitudinales, transversales y superficiales provocan
vibraciones allí donde alcanzan la superficie terrestre. Los instrumentos sísmicos están diseñados
para detectar estos movimientos con métodos electromagnéticos u ópticos.
El sismógrafo.- Es un instrumento que registra la oscilación y vibraciones terrestres de los
terremotos. Los registros que producen estos aparatos se laman “sismogramas”.
El sismómetro.- Es el instrumento que mide la intensidad de los movimientos sísmicos.
Otros instrumentos de medición sísmica modernos son: el sismómetro
electromagnético de péndulo, los registradores fotográficos, los sismógrafos de tensión, el
sismógrafo lineal de tensión de Benioff. Invenciones aún más recientes incluyen los sismógrafos
de rotación, los inclinómetros, los sismógrafos de banda ancha y periodo largo y los sismógrafos
del fondo oceánico.
Instrumentos sísmicos
Los sismógrafos y sismómetros, aparatos basados en el principio de la inercia son los
que miden la magnitud de los movimientos sísmicos. Se han perfeccionado tras el invento del
alemán Emil Wiechert de un sismógrafo horizontal, a finales del siglo XIX. El sismógrafo moderno
fue inventado a principios del siglo XX por el sismólogo ruso Boris Golitzyn. Su dispositivo, dotado
de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán, inició la era moderna de
la investigación símica. Las ondas sísmicas longitudinales, transversales y superficiales provocan
vibraciones allí donde alcanzan la superficie terrestre. Los instrumentos sísmicos están diseñados
para detectar estos movimientos con métodos electromagnéticos u ópticos.
El sismógrafo.- Es un instrumento que registra la oscilación y vibraciones terrestres de los
terremotos. Los registros que producen estos aparatos se laman “sismogramas”.
El sismómetro.- Es el instrumento que mide la intensidad de los movimientos sísmicos.
Otros instrumentos de medición sísmica modernos son: el sismómetro
electromagnético de péndulo, los registradores fotográficos, los sismógrafos de tensión, el
sismógrafo lineal de tensión de Benioff. Invenciones aún más recientes incluyen los sismógrafos
de rotación, los inclinómetros, los sismógrafos de banda ancha y periodo largo y los sismógrafos
del fondo oceánico.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Sismógrafo
Sismograma
Sismógrafo
Sismograma
Geodinámica internaCAPÍTULO
Ondas sísmicas
Las ondas se diferencian por las formas de movimiento que imprimen a la roca. Los sismos a partir
del hipocentro, liberan dos tipos de ondas sísmicas: las internas y las externas.
1.Las ondas internas a su vez comprenden: ondas primarias y ondas secundarias.
a) Ondas Primarias (P) o longitudinales.- Son ondas que resultan de la compresión y dilatación, a la
manera de un acordeón, de las rocas próximas al hipocentro; se transmiten en cualquier medio ya sea sólido,
líquido o gaseoso. Hacen oscilar a las partículas de atrás hacia adelante en la misma dirección en la que se
propagan. Las ondas primarias aumentan de velocidad gradualmente en el Manto y se reducen a la mitad al
penetrar en el Núcleo. Estas ondas se transmiten rápidamente (a razón de 6 Km/s. en la corteza) y son las
primeras en llegar y ser registradas en los observatorios sismológicos, producen fuertes ruidos y truenos
sísmicos que se escuchan antes de la llegada de los sismos.
b) Ondas secundarias (S), transversales o de cizalla.- Son ondas producidas por la reacción del
medio a un cambio de forma, debido a esto se propagan sólo a través de los sólidos, ya que ni gases ni líquidos
ofrecen resistencia a un cambio de forma. Oscilan perpendicularmente a la trayectoria de las ondas y su
movimiento es análogo a la vibración transversal de una cuerda; su velocidad de propagación es dos veces más
lenta que las ondas P, pero cinco veces más intensa. El hecho de no propagarse por el núcleo hace suponer de
que éste es líquido.
Las ondas primarias y secundarias fueron descubiertas en 1899 por el sismólogo inglés Oldham. ¿Es
posible distinguirlas cuando tiene lugar un seísmo bajo nuestros pies? Sí. Las ondas P vibran en su dirección de
propagación; levantan o hunden el suelo. Las ondas S, en cambio, vibran perpendicularmente y nos sacuden
horizontalmente.
Ondas sísmicas
Las ondas se diferencian por las formas de movimiento que imprimen a la roca. Los sismos a partir
del hipocentro, liberan dos tipos de ondas sísmicas: las internas y las externas.
1.Las ondas internas a su vez comprenden: ondas primarias y ondas secundarias.
a) Ondas Primarias (P) o longitudinales.- Son ondas que resultan de la compresión y dilatación, a la
manera de un acordeón, de las rocas próximas al hipocentro; se transmiten en cualquier medio ya sea sólido,
líquido o gaseoso. Hacen oscilar a las partículas de atrás hacia adelante en la misma dirección en la que se
propagan. Las ondas primarias aumentan de velocidad gradualmente en el Manto y se reducen a la mitad al
penetrar en el Núcleo. Estas ondas se transmiten rápidamente (a razón de 6 Km/s. en la corteza) y son las
primeras en llegar y ser registradas en los observatorios sismológicos, producen fuertes ruidos y truenos
sísmicos que se escuchan antes de la llegada de los sismos.
b) Ondas secundarias (S), transversales o de cizalla.- Son ondas producidas por la reacción del
medio a un cambio de forma, debido a esto se propagan sólo a través de los sólidos, ya que ni gases ni líquidos
ofrecen resistencia a un cambio de forma. Oscilan perpendicularmente a la trayectoria de las ondas y su
movimiento es análogo a la vibración transversal de una cuerda; su velocidad de propagación es dos veces más
lenta que las ondas P, pero cinco veces más intensa. El hecho de no propagarse por el núcleo hace suponer de
que éste es líquido.
Las ondas primarias y secundarias fueron descubiertas en 1899 por el sismólogo inglés Oldham. ¿Es
posible distinguirlas cuando tiene lugar un seísmo bajo nuestros pies? Sí. Las ondas P vibran en su dirección de
propagación; levantan o hunden el suelo. Las ondas S, en cambio, vibran perpendicularmente y nos sacuden
horizontalmente.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
2. Las ondas externas o superficiales (“L”).- Son ondas sísmicas que se originan en el límite que
separa dos medios -líquido y gaseoso o sólido y gaseoso- propagándose por lo tanto a lo largo
de la superficie terrestre a partir del epicentro. Son ondas destructivas y las últimas en llegar a
los observatorios sismológicos. Son causantes de la mayor parte de los daños que sufren las
estructuras durante los terremotos. Hay dos tipos de ondas superficiales:
a)Ondas de Love.- Llamadas así en honor al geofísico británico Augustus E. H. Love. Este tipo de
ondas se mueven en un plano horizontal, en ángulo recto en dirección de las ondas de
propagación. Esta ondas se puede observar mejor en el componente horizontal y viajan más
rápido que la onda Rayleigh; por lo tanto, siempre se les identifica primero en los registros. Las
ondas Love son las que provocan cortes horizontales en la tierra.
b) ondas de Rayleigh.- Reciben este nombre en honor al físico británico John William
Strutt, Lord Rayleigh, en 1885. Son ondas cuyo movimiento de sus partículas sigue una órbita
elíptica en un plano vertical. En los registros de la componente vertical, presentan amplitudes
largas.
Cuando se trata de un gran seísmo, estas ondas pueden dar varias vueltas a la Tierra
y el planeta puede vibrar mucho tiempo después de la ruptura inicial, como un gong que
resuena después de haber sido golpeado.
2. Las ondas externas o superficiales (“L”).- Son ondas sísmicas que se originan en el límite que
separa dos medios -líquido y gaseoso o sólido y gaseoso- propagándose por lo tanto a lo largo
de la superficie terrestre a partir del epicentro. Son ondas destructivas y las últimas en llegar a
los observatorios sismológicos. Son causantes de la mayor parte de los daños que sufren las
estructuras durante los terremotos. Hay dos tipos de ondas superficiales:
a)Ondas de Love.- Llamadas así en honor al geofísico británico Augustus E. H. Love. Este tipo de
ondas se mueven en un plano horizontal, en ángulo recto en dirección de las ondas de
propagación. Esta ondas se puede observar mejor en el componente horizontal y viajan más
rápido que la onda Rayleigh; por lo tanto, siempre se les identifica primero en los registros. Las
ondas Love son las que provocan cortes horizontales en la tierra.
b) ondas de Rayleigh.- Reciben este nombre en honor al físico británico John William
Strutt, Lord Rayleigh, en 1885. Son ondas cuyo movimiento de sus partículas sigue una órbita
elíptica en un plano vertical. En los registros de la componente vertical, presentan amplitudes
largas.
Cuando se trata de un gran seísmo, estas ondas pueden dar varias vueltas a la Tierra
y el planeta puede vibrar mucho tiempo después de la ruptura inicial, como un gong que
resuena después de haber sido golpeado.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Las ondas Love son
las que provocan
cortes horizontales en
la tierra.
Las ondas Love son
las que provocan
cortes horizontales en
la tierra.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Escalas sísmicas
1)La escala de Richter (ML).- Este concepto fue introducido en 1 935 por Charles Francis Richter,
sismólogo de Instituto de Tecnología de California. También se le conoce como escala de
magnitud local (ML). Es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar
el efecto de un terremoto.
El mayor problema con la magnitud local ML o de Richter radica en que es difícil
relacionarla con las características físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de
saturación para magnitudes cercanas a 8,3 - 8,5. Además produce estimaciones de magnitudes
similares para sismos que claramente son de fuerzas diferente.
2) La escala de Mercalli.- Que evalúa la “intensidad”, es decir, sus efectos: daños en
edificios y desastres humanos. Este concepto fue desarrollado a comienzo del siglo XX por el
sismólogo italiano Giuseppe Mercalli, el cual consta de un total de XII valores. Los temblores con
intensidades entre II y III son casi equivalentes a los de magnitud entre 3 y 4 en la escala de
Richter, mientras que los niveles XI y XII en la escala de Mercalli se pueden asociar a las
magnitudes 8 y 9 en la escala de Richter.
Las líneas que unen los puntos en los que el terremoto presenta la misma intensidad
se denominan líneas isosístas o isosísmicas. La zona comprendida en el interior de la isosísta de
máxima intensidad se denomina área pleistosísmica y, lógicamente, contiene al epicentro.
Escalas sísmicas
1)La escala de Richter (ML).- Este concepto fue introducido en 1 935 por Charles Francis Richter,
sismólogo de Instituto de Tecnología de California. También se le conoce como escala de
magnitud local (ML). Es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar
el efecto de un terremoto.
El mayor problema con la magnitud local ML o de Richter radica en que es difícil
relacionarla con las características físicas del origen del terremoto. Además, existe un efecto de
saturación para magnitudes cercanas a 8,3 - 8,5. Además produce estimaciones de magnitudes
similares para sismos que claramente son de fuerzas diferente.
2) La escala de Mercalli.- Que evalúa la “intensidad”, es decir, sus efectos: daños en
edificios y desastres humanos. Este concepto fue desarrollado a comienzo del siglo XX por el
sismólogo italiano Giuseppe Mercalli, el cual consta de un total de XII valores. Los temblores con
intensidades entre II y III son casi equivalentes a los de magnitud entre 3 y 4 en la escala de
Richter, mientras que los niveles XI y XII en la escala de Mercalli se pueden asociar a las
magnitudes 8 y 9 en la escala de Richter.
Las líneas que unen los puntos en los que el terremoto presenta la misma intensidad
se denominan líneas isosístas o isosísmicas. La zona comprendida en el interior de la isosísta de
máxima intensidad se denomina área pleistosísmica y, lógicamente, contiene al epicentro.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
3. Escala sismológica de magnitud de momento (Mw) .- Es una escala logarítmica usada para
medir y comparar sismos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un
terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de
la escala de Richter.
Una ventaja de la escala de magnitud de momento es que no se satura cerca de
valores altos. Otra ventaja que posee esta escala es que coincide y continúa con los parámetros
de la escala de Richter.
Por estas razones, la escala de magnitud de momento es la más usada por
sismólogos para medir y comparar terremotos de grandes proporciones. El Centro Nacional de
Información Sísmica de los Estados Unidos, dependiente del Servicio geológico de EE.UU. (USGS)
usa esta escala para la medición de terremotos de una magnitud superior a 3,5.
A pesar de lo anterior, la escala de Richter es la que goza de más popularidad en la
prensa. Luego, es común que la prensa comunique la magnitud de un terremoto en «escala de
Richter» cuando éste ha sido en realidad medido con la escala de magnitud de momento. En
algunos casos esto no constituye un error, dada la coincidencia de parámetros de ambas
escalas, aunque se recomienda indicar simplemente «magnitud» y evitar la coletilla «escala de
Richter» para evitar errores.
3. Escala sismológica de magnitud de momento (Mw) .- Es una escala logarítmica usada para
medir y comparar sismos. Está basada en la medición de la energía total que se libera en un
terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de
la escala de Richter.
Una ventaja de la escala de magnitud de momento es que no se satura cerca de
valores altos. Otra ventaja que posee esta escala es que coincide y continúa con los parámetros
de la escala de Richter.
Por estas razones, la escala de magnitud de momento es la más usada por
sismólogos para medir y comparar terremotos de grandes proporciones. El Centro Nacional de
Información Sísmica de los Estados Unidos, dependiente del Servicio geológico de EE.UU. (USGS)
usa esta escala para la medición de terremotos de una magnitud superior a 3,5.
A pesar de lo anterior, la escala de Richter es la que goza de más popularidad en la
prensa. Luego, es común que la prensa comunique la magnitud de un terremoto en «escala de
Richter» cuando éste ha sido en realidad medido con la escala de magnitud de momento. En
algunos casos esto no constituye un error, dada la coincidencia de parámetros de ambas
escalas, aunque se recomienda indicar simplemente «magnitud» y evitar la coletilla «escala de
Richter» para evitar errores.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Magnitud de momento sísmico
La magnitud de momento sísmico (Mw) resume en un único número la cantidad de
energía liberada por el terremoto (llamada momento sísmico, M0). La "w" en el subíndice del
símbolo «Mw», proviene de la palabra inglesa «work», que significa «trabajo».
Mw coincide con las estimaciones obtenidas mediante otras escalas, como por ejemplo
la escala de Richter. Es decir, Mw permite entender la cantidad de energía liberada por el
terremoto (M0) en términos del resto de las escalas sísmicas. Es por esto que se usa Mw en vez de
M0 como parámetro de la escala.
Magnitud de momento sísmico
La magnitud de momento sísmico (Mw) resume en un único número la cantidad de
energía liberada por el terremoto (llamada momento sísmico, M0). La "w" en el subíndice del
símbolo «Mw», proviene de la palabra inglesa «work», que significa «trabajo».
Mw coincide con las estimaciones obtenidas mediante otras escalas, como por ejemplo
la escala de Richter. Es decir, Mw permite entender la cantidad de energía liberada por el
terremoto (M0) en términos del resto de las escalas sísmicas. Es por esto que se usa Mw en vez de
M0 como parámetro de la escala.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Zonas sísmicas
Teniendo en cuenta la frecuencia de los sismos, la
superficie terrestre puede dividirse en: zonas sísmicas, donde los
terremotos son habituales; zonas penisísmicas, en las que los sismos
no son frecuente, pero tampoco excepcionales; y zonas asísmicas, en
las que los terremotos son excepcionales. En el globo existen tres
zonas sísmicas donde se registran la mayor cantidad de epicentros y
que coinciden con las zonas volcánicas del mundo. Estas son:
1. Zona sísmica Circumpacífica.- Aquí se localizan todos los sismos
intermedios y profundos, así como la casi totalidad de terremotos de
magnitud igual o superior a ocho. En está zona se ubica el territorio
peruano, de allí la frecuencia de las sacudidas sísmicas en nuestro
país.
La sismicidad de la zona circumpacífica es esencialmente
de carácter tectónico, y se debe a las tensiones que se originan por el
enfrentamiento de las placas de la litosfera. Esta zona coincide con el
círculo de fuego del Pacifico y plegamientos actuales, los Andes en
América del Sur, las Montañas Rocosas, las Antillas y las Costas
orientales de Asia y Oceanía. En esta zona se registra el 75 % de la
liberación de energía del planeta.
Zonas sísmicas
Teniendo en cuenta la frecuencia de los sismos, la
superficie terrestre puede dividirse en: zonas sísmicas, donde los
terremotos son habituales; zonas penisísmicas, en las que los sismos
no son frecuente, pero tampoco excepcionales; y zonas asísmicas, en
las que los terremotos son excepcionales. En el globo existen tres
zonas sísmicas donde se registran la mayor cantidad de epicentros y
que coinciden con las zonas volcánicas del mundo. Estas son:
1. Zona sísmica Circumpacífica.- Aquí se localizan todos los sismos
intermedios y profundos, así como la casi totalidad de terremotos de
magnitud igual o superior a ocho. En está zona se ubica el territorio
peruano, de allí la frecuencia de las sacudidas sísmicas en nuestro
país.
La sismicidad de la zona circumpacífica es esencialmente
de carácter tectónico, y se debe a las tensiones que se originan por el
enfrentamiento de las placas de la litosfera. Esta zona coincide con el
círculo de fuego del Pacifico y plegamientos actuales, los Andes en
América del Sur, las Montañas Rocosas, las Antillas y las Costas
orientales de Asia y Oceanía. En esta zona se registra el 75 % de la
liberación de energía del planeta.
Geodinámica internaCAPÍTULO
2. Zona sísmica Mediterránea o Transasiática.-
Se extiende desde el Mediterráneo y el mar
Caspio, a través del Himalaya, terminando en la
bahía de Bengala. En esta región, donde se
libera el 15% de la energía sísmica, las masas
continentales de las placas euroasiática,
africana y australiana se juntan formando
cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los
terremotos resultantes, producidos a
profundidades entre pequeñas e intermedias,
han devastado con frecuencia regiones de
Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia,
Turquía, Ex-República Yugoslava de Macedonia
y otras zonas de la península de los Balcanes,
Irán y la India.
3. Dorsales Oceánicas (centros de expansión
del fondo marino).- Zona sísmica de sismicidad
moderada que tiene profundidades
relativamente pequeñas. Representan sólo un 5
% de la energía sísmica terrestre.
2. Zona sísmica Mediterránea o Transasiática.-
Se extiende desde el Mediterráneo y el mar
Caspio, a través del Himalaya, terminando en la
bahía de Bengala. En esta región, donde se
libera el 15% de la energía sísmica, las masas
continentales de las placas euroasiática,
africana y australiana se juntan formando
cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los
terremotos resultantes, producidos a
profundidades entre pequeñas e intermedias,
han devastado con frecuencia regiones de
Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia,
Turquía, Ex-República Yugoslava de Macedonia
y otras zonas de la península de los Balcanes,
Irán y la India.
3. Dorsales Oceánicas (centros de expansión
del fondo marino).- Zona sísmica de sismicidad
moderada que tiene profundidades
relativamente pequeñas. Representan sólo un 5
% de la energía sísmica terrestre.
Geodinámica internaCAPÍTULO
2. Zona sísmica Mediterránea o Transasiática.-
Se extiende desde el Mediterráneo y el mar
Caspio, a través del Himalaya, terminando en la
bahía de Bengala. En esta región, donde se
libera el 15% de la energía sísmica, las masas
continentales de las placas euroasiática,
africana y australiana se juntan formando
cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los
terremotos resultantes, producidos a
profundidades entre pequeñas e intermedias,
han devastado con frecuencia regiones de
Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia,
Turquía, Ex-República Yugoslava de Macedonia
y otras zonas de la península de los Balcanes,
Irán y la India.
3. Dorsales Oceánicas (centros de expansión
del fondo marino).- Zona sísmica de sismicidad
moderada que tiene profundidades
relativamente pequeñas. Representan sólo un 5
% de la energía sísmica terrestre.
2. Zona sísmica Mediterránea o Transasiática.-
Se extiende desde el Mediterráneo y el mar
Caspio, a través del Himalaya, terminando en la
bahía de Bengala. En esta región, donde se
libera el 15% de la energía sísmica, las masas
continentales de las placas euroasiática,
africana y australiana se juntan formando
cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los
terremotos resultantes, producidos a
profundidades entre pequeñas e intermedias,
han devastado con frecuencia regiones de
Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia,
Turquía, Ex-República Yugoslava de Macedonia
y otras zonas de la península de los Balcanes,
Irán y la India.
3. Dorsales Oceánicas (centros de expansión
del fondo marino).- Zona sísmica de sismicidad
moderada que tiene profundidades
relativamente pequeñas. Representan sólo un 5
% de la energía sísmica terrestre.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Efectos de los terremotos
Los terremotos producen distintas consecuencias que afectan a los habitantes de las
regiones sísmicas activas. Entre algunas podemos destacar las siguientes:
Pueden causar muchas pérdidas de vidas al demoler estructuras como edificios, puentes y
presas.
En las zonas rurales las carreteras y terrenos se agrietan, los puentes se desploman o se
resquebrajan sus cimientos, los rieles de ferrocarril se deforman, se levantan nubes de polvo, etc.
Cambios geológicos como son: deslizamiento de materiales superficiales, aludes, aludes-
aluviones, compactación de las arenas, alteración en la circulación de la aguas subterráneas,
aparición y desaparición de manantiales, etc.
Tsunamis.- Cuando los terremotos ocurren en el mar originan una serie de olas oscilatorias de
gran longitud de onda y periodo, que pueden atravesar todo el Pacífico y afectar regiones a miles
de kilómetros. En alta mar estas olas alcanzan velocidades de hasta 800 Km/hr, longitudes de
onda de aproximadamente 180 Km. y alturas que no sobrepasan el metro, pero cuando llegan a
la franja litoral producen mareas extremadamente altas y gigantescas olas de hasta 30 metros de
altura de gran capacidad destructora.
La licuación del suelo es otro peligro sísmico, en especial donde hay edificios construidos sobre
terreno que ha sido rellenado.
Efectos de los terremotos
Los terremotos producen distintas consecuencias que afectan a los habitantes de las
regiones sísmicas activas. Entre algunas podemos destacar las siguientes:
Pueden causar muchas pérdidas de vidas al demoler estructuras como edificios, puentes y
presas.
En las zonas rurales las carreteras y terrenos se agrietan, los puentes se desploman o se
resquebrajan sus cimientos, los rieles de ferrocarril se deforman, se levantan nubes de polvo, etc.
Cambios geológicos como son: deslizamiento de materiales superficiales, aludes, aludes-
aluviones, compactación de las arenas, alteración en la circulación de la aguas subterráneas,
aparición y desaparición de manantiales, etc.
Tsunamis.- Cuando los terremotos ocurren en el mar originan una serie de olas oscilatorias de
gran longitud de onda y periodo, que pueden atravesar todo el Pacífico y afectar regiones a miles
de kilómetros. En alta mar estas olas alcanzan velocidades de hasta 800 Km/hr, longitudes de
onda de aproximadamente 180 Km. y alturas que no sobrepasan el metro, pero cuando llegan a
la franja litoral producen mareas extremadamente altas y gigantescas olas de hasta 30 metros de
altura de gran capacidad destructora.
La licuación del suelo es otro peligro sísmico, en especial donde hay edificios construidos sobre
terreno que ha sido rellenado.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Geodinámica internaCAPÍTULO
Licuación del suelo
Licuación del suelo
Geodinámica internaCAPÍTULO
Predicción de terremotos
Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán
los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la
actualidad, China, Japón, la antigua Unión Soviética y Estados
Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En
1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de
Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días
antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una
de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie de
temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que
empezaron a notarse cinco años antes. Otras pistas potenciales
son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los
cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua
de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales.
También hay un nuevo método en estudio basado en la medida
del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre, la dilatación
de las rocas, elevación del suelo, emisión de radón en los pozos
próximos a las fallas activas. Basándose en estos métodos, es
posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones
no sean siempre acertadas.
Alteración del campo magnético
Cambio de altura del suelo
Predicción de terremotos
Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán
los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la
actualidad, China, Japón, la antigua Unión Soviética y Estados
Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En
1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de
Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días
antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una
de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie de
temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que
empezaron a notarse cinco años antes. Otras pistas potenciales
son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los
cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua
de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales.
También hay un nuevo método en estudio basado en la medida
del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre, la dilatación
de las rocas, elevación del suelo, emisión de radón en los pozos
próximos a las fallas activas. Basándose en estos métodos, es
posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones
no sean siempre acertadas.
Alteración del campo magnético
Cambio de altura del suelo
Geodinámica internaCAPÍTULO
Diferentes
formas de
nubes
detectadas
antes de que
ocurriera un
terremoto.
China ha pensado en un
sistema de predicción
de terremotos que se
basa en el
comportamiento de las
serpientes.
Diferentes
formas de
nubes
detectadas
antes de que
ocurriera un
terremoto.
China ha pensado en un
sistema de predicción
de terremotos que se
basa en el
comportamiento de las
serpientes.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Los sismos en el Perú
Cuenta la historia que Hernando Pizarro experimentó un
terremoto, el primero que sintieron los españoles en Lima, cuando
acampaba en Pachacámac. Hubo otros intensos en 1 586 y 1 687, pero la
palma se lo lleva el acaecido el 28 de octubre de 1 746 a las 22 horas 31
minutos. Sólo 25 de las tres mil casas limeñas quedaron en pie. Le siguieron
dos olas de 20 metros que devastaron el Callao (llamado entonces
“presidio”), donde de 5 000 habitantes sólo quedaron vivos los 200 presos y
policías que estaban en el penal de San Lorenzo (según el alcaide; Manuel
Romero, ya se “sentían como mugidos en la tierra en la isla” pocos días
antes del movimiento). La etnia pescadora llamada “pitipiti” de Chucuito
desapareció totalmente. Se estima que fue de grado 8. El mar llegó hasta
donde hoy se ubica la iglesia de Carmen de la Legua.
Otro sismo devastador ocurrió el martes 24 de mayo de 1 940 a
las 11.30 de la mañana, que ha sido el más fuerte en la Lima moderna. Fue
grado 6,6 (con “intensidades de VII-VIII). Hubo 179 muertos, con 3 500
heridos. Se sintió de Guayaquil a Arica. Chorrillos (se cayó todo el borde del
malecón y quedaron destruidas el 80 % de sus casas), Barranco y el Callao (el
mercado se desplomó y murieron 6 personas) quedaron muy afectados.
Terremoto de 1970
Terremoto del 2001
Los sismos en el Perú
Cuenta la historia que Hernando Pizarro experimentó un
terremoto, el primero que sintieron los españoles en Lima, cuando
acampaba en Pachacámac. Hubo otros intensos en 1 586 y 1 687, pero la
palma se lo lleva el acaecido el 28 de octubre de 1 746 a las 22 horas 31
minutos. Sólo 25 de las tres mil casas limeñas quedaron en pie. Le siguieron
dos olas de 20 metros que devastaron el Callao (llamado entonces
“presidio”), donde de 5 000 habitantes sólo quedaron vivos los 200 presos y
policías que estaban en el penal de San Lorenzo (según el alcaide; Manuel
Romero, ya se “sentían como mugidos en la tierra en la isla” pocos días
antes del movimiento). La etnia pescadora llamada “pitipiti” de Chucuito
desapareció totalmente. Se estima que fue de grado 8. El mar llegó hasta
donde hoy se ubica la iglesia de Carmen de la Legua.
Otro sismo devastador ocurrió el martes 24 de mayo de 1 940 a
las 11.30 de la mañana, que ha sido el más fuerte en la Lima moderna. Fue
grado 6,6 (con “intensidades de VII-VIII). Hubo 179 muertos, con 3 500
heridos. Se sintió de Guayaquil a Arica. Chorrillos (se cayó todo el borde del
malecón y quedaron destruidas el 80 % de sus casas), Barranco y el Callao (el
mercado se desplomó y murieron 6 personas) quedaron muy afectados.
Terremoto de 1970
Terremoto del 2001
Geodinámica internaCAPÍTULO
Terremoto
de Pisco
2007
Terremoto
de Pisco
2007
Geodinámica internaCAPÍTULO
El terremoto que más víctimas (70 000 muertos, 150 000 heridos y más de 20 000
desaparecidos) ha causado en el Perú, tuvo lugar el domingo 31 de mayo de 1970 a las 3.23 de
la tarde, afectando en mayor medida al departamento de Ancash. Su epicentro estuvo
localizado en la fosa frente al puerto de Chimbote, el cual quedo casi totalmente destruido. El
pueblo de Yungay, en el Callejón de Huaylas, quedó sepultado por un aluvión que se formó
como consecuencia de la caída de una cornisa de hielo del Huascarán sobre una laguna
altoandina.
Un fuerte terremoto sacudió nuestro país el 23 de junio del 2001, ubicándose su
foco en el mar frente a la localidad de Ocoña en el departamento de Arequipa, a 38 km de
profundidad; tuvo una magnitud de 6,9 en la escala de Richter y su origen fue tectónico, vale
decir ligado a la interacción de la placa de Nasca con la placa Sudamericana. En la localidad de
Camaná produjo un tsunami que mató a varias personas, las olas alcanzaron más de 15 metros
de altura, llegando en algunos sectores a penetrar centenares de metros tierra adentro,
destruyendo casas y zonas de cultivos.
A las 18:40 del 15 de agosto del 2007, ocurrió otro fuerte terremoto en nuestro país.
Su epicentro se localizó a 40 Km al oeste de Chincha Alta, duró 3 min 30 s, y su hipocentro se
localizó a 39 Km de profundidad. El siniestro, que tuvo una magnitud de 8,1 grados en la escala
sismológica de magnitud de momento y VII-IX en la escala de Mercalli, dejó 1.700 muertos, casi
2.000 heridos, 76.000 viviendas totalmente destruidas e inhabitables y cientos de miles de
damnificados.
El terremoto que más víctimas (70 000 muertos, 150 000 heridos y más de 20 000
desaparecidos) ha causado en el Perú, tuvo lugar el domingo 31 de mayo de 1970 a las 3.23 de
la tarde, afectando en mayor medida al departamento de Ancash. Su epicentro estuvo
localizado en la fosa frente al puerto de Chimbote, el cual quedo casi totalmente destruido. El
pueblo de Yungay, en el Callejón de Huaylas, quedó sepultado por un aluvión que se formó
como consecuencia de la caída de una cornisa de hielo del Huascarán sobre una laguna
altoandina.
Un fuerte terremoto sacudió nuestro país el 23 de junio del 2001, ubicándose su
foco en el mar frente a la localidad de Ocoña en el departamento de Arequipa, a 38 km de
profundidad; tuvo una magnitud de 6,9 en la escala de Richter y su origen fue tectónico, vale
decir ligado a la interacción de la placa de Nasca con la placa Sudamericana. En la localidad de
Camaná produjo un tsunami que mató a varias personas, las olas alcanzaron más de 15 metros
de altura, llegando en algunos sectores a penetrar centenares de metros tierra adentro,
destruyendo casas y zonas de cultivos.
A las 18:40 del 15 de agosto del 2007, ocurrió otro fuerte terremoto en nuestro país.
Su epicentro se localizó a 40 Km al oeste de Chincha Alta, duró 3 min 30 s, y su hipocentro se
localizó a 39 Km de profundidad. El siniestro, que tuvo una magnitud de 8,1 grados en la escala
sismológica de magnitud de momento y VII-IX en la escala de Mercalli, dejó 1.700 muertos, casi
2.000 heridos, 76.000 viviendas totalmente destruidas e inhabitables y cientos de miles de
damnificados.
Geodinámica internaCAPÍTULO
Tsunami de Camaná
Tsunami de Camaná
GRACIAS ...GRACIAS ...
MUCHAS GRACIASMUCHAS GRACIAS
POR SU AMABLE POR SU AMABLE
ATENCIÓN.ATENCIÓN.
HASTA LA PRÓXIMAHASTA LA PRÓXIMA
Geodinámica internaCAPÍTULO
MUCHAS GRACIASMUCHAS GRACIAS
POR SU AMABLE POR SU AMABLE
ATENCIÓN.ATENCIÓN.
HASTA LA PRÓXIMAHASTA LA PRÓXIMA
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