Dosier módulo VII

Módulo VII

Diciembre de 2014

INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................................................................... 4

Unidad I. Introducción: Estructura de la tierra y tiempo geológico .................................................................................. 5

1. La Tierra una gran máquina ............................................................................................................................................... 5

a) ¿Cómo funciona la máquina térmica interna de la Tierra? ............................................................................. 5

b) Gradiente geotérmico ................................................................................................................................................... 7

2. La teoría de la Tectónica de Placas ........................................................................................................................... 8 a) Deriva continental ........................................................................................................................................................... 8

b) Paleomagnetismo ........................................................................................................................................................... 8

c) Piso oceánico ................................................................................................................................................................... 10

d) La fuerza conductora: convección .......................................................................................................................... 11

3. Tiempo geológico ........................................................................................................................................................ 12

Unidad II. Tectónica de placas ...................................................................................................................................................... 17

1. Ondas sísmicas ..................................................................................................................................................................... 17

2. Estructura interna de la Tierra ........................................................................................................................................ 18

3. Campo gravitatorio de la Tierra ..................................................................................................................................... 20

4. Deriva continental ............................................................................................................................................................... 21

Unidad III. Dinámica de la Tierra sólida ....................................................................................................................................... 27

1. Vulcanismo ............................................................................................................................................................................. 27

2. Terremotos ............................................................................................................................................................................. 28

3. Estructuras volcánicas y estilos de erupción ............................................................................................................. 35

Unidad IV. Clasificación de minerales y rocas ......................................................................................................................... 43

1. Átomos, elementos y minerales..................................................................................................................................... 43

2. Vulcanismo y rocas extrusivas ........................................................................................................................................ 45

3. Actividad intrusiva y origen de las rocas ígneas ..................................................................................................... 46

4. Meteorización y suelos ...................................................................................................................................................... 49

5. Sedimentos y rocas sedimentarias ............................................................................................................................... 49

6. Metamorfismo, rocas metamórficas y rocas hidrotermales ............................................................................... 49

Unidad V. Aprovechamiento de los recursos del interior y exterior de la Tierra................................................... 56

1. Recursos geológicos ........................................................................................................................................................... 56

2. Usos energéticos .................................................................................................................................................................. 56

a) Petróleo y gas natural .................................................................................................................................................. 56

b) Carbono ............................................................................................................................................................................ 57

c) Uranio ................................................................................................................................................................................. 57

3. Minería ..................................................................................................................................................................................... 57

4. Recursos no-metálicos ...................................................................................................................................................... 58

Unidad VI. Interacción de la radiación solar con la Tierra ................................................................................................. 59

1. Atmósfera: capas, temperatura ...................................................................................................................................... 59

2. Balance energético atmosférico .................................................................................................................................... 61

3. Estaciones, huracanes y temporales ............................................................................................................................. 62

4. El Niño y la Niña ................................................................................................................................................................... 63

Unidad VII. El agua como recurso no renovable y el ciclo hidrológico .......................................................................... 66

1. El ciclo hidrológico .............................................................................................................................................................. 66

2. Aguas subterráneas y superficiales .............................................................................................................................. 67

3. Manejo y distribución de los sistemas hídricos ....................................................................................................... 68

4. Conservación del recurso hídrico .................................................................................................................................. 68

Unidad VIII. Calentamiento global y cambio climático .............................................................................................................. 69

1. Efecto Invernadero .............................................................................................................................................................. 69

2. Industrialización, agricultura y gases de efecto invernadero ............................................................................. 71

3. Agujero en la capa de ozono .......................................................................................................................................... 72

4. Lluvia ácida ............................................................................................................................................................................. 73

5. Calentamiento global ......................................................................................................................................................... 75

6. Cambio climático: medidas de adaptación y mitigación ..................................................................................... 76

BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................................................................................................. 79

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Este módulo prepara al especialista para enfrentar mucho de los fenómenos que se pueden convertir en amenazas y poner en riesgo a los estudiantes en las escuelas y a toda la comunidad, además permite que la escuela participe positivamente con las instituciones del Estado que se encargan de las emergencias. Comienza estudiando la estructura de la Tierra, nuestro planeta, para lo cual se utilizan las ondas sísmicas que se producen en los terremotos; esta información ayuda a tener una visión objetiva de la máquina térmica que es nuestro planeta. Se continúa con la historia geológica del planeta y se estudia los diferentes eones, eras, períodos y épocas geológicas señalando los acontecimientos geológicos más importantes que han sucedido y marcado la evolución de la vida en nuestro planeta. La segunda unidad estudia los campos gravitatorio y magnético de la Tierra, discutiendo con buena profundidad sobre la forma del planeta (el geoide) y fenómenos asociados tanto al campo gravitatorio como al campo magnético. La tercera unidad trata de la dinámica de la Tierra sólida, tratando no solamente los terremotos sino la orogénesis de nuestro continente y país. La siguiente unidad trata sobre el origen y clasificación de las rocas y minerales, para llegar a la importancia de nuestros recursos. La siguiente unidad trata de la interacción de la energía solar con nuestra atmósfera, llegando a estudiar el clima y la meteorología del país. La Unidad que sigue trata sobre el recurso agua, estudiando el ciclo hidrológico y la importancia de cuidar las zonas de recarga y minimizar la contaminación de las aguas superficiales y subterráneas. Finalmente se trata el calentamiento global y el cambio climático asociado. En este apartado se estudia y discute sobre los fenómenos del Niño y la Niña y las consecuencias que tienen en la agricultura y las características del periodo lluvioso. Es indispensable que los jóvenes tomen conciencia de que la forma como interactuemos con la Naturaleza será vital para mantener las condiciones de vida de plantas, animales y de las generaciones futuras. En este módulo se discuten las medidas que los organismos estatales recomiendan hacer antes durante y después de una emergencia, sean estos sismos, inundaciones, deslizamientos u otra que se presente; los simulacros son indispensables para obtener una conducta beneficiosa de la población estudiantil en caso de una emergencia.

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Introducción: Estructura de la tierra

y tiempo geológico

1. La Tierra una gran máquina a) ¿Cómo funciona la máquina térmica interna de la Tierra? Al observar los demás planetas terrestres del Sistema Solar, se encuentra, como caso extremo de bajo flujo térmico, Mercurio. Es un planeta sin actividad interna y con nula renovación de su superficie, evidenciada por su intensa craterización.

Fig. 1. Planeta Mercurio.

Al otro lado de la balanza, se halla una de las lunas de Júpiter, que muestra una superficie totalmente cubierta por volcanes en erupción casi permanente. La Tierra se encuentra a mitad de camino entre ambos.

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Fig. 2. Luna Io del planeta Júpiter.

Todos los procesos internos de la Tierra se basan en las transferencias de calor que mantienen en continuo movimiento las rocas del interior de la Tierra. Este calor queda en evidencia en procesos como el magmatismo y el metamorfismo. Todos los procesos internos de la Tierra se basan en las transferencias de calor que mantienen en continuo movimiento las rocas del interior de la Tierra. Este calor queda en evidencia en procesos como el magmatismo y el metamorfismo.

Fig. 3. Actividad volcánica como efecto de calor generado en el interior de la Tierra.

El origen de este calor se debe a dos posibles causas: El Núcleo guarda calor desde el momento de formación de la Tierra. Su composición hace que sea muy conductivo y, además, esté en convección. Este calor lo va liberando de forma progresiva al Manto. La desintegración de elementos radiactivos en el Manto (U235, U238, Th232 y K40), produce calor que se libera de forma gradual.

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Cualquiera de ambos orígenes basta por sí sólo para justificar la cantidad de calor que llega a la superficie. Sin embargo, se cree que intervienen los dos y, en mayor medida, el calor del Núcleo. Este calor interno trasmitido por el Manto y la Corteza es el responsable de la actividad tectónica, y de los procesos geológicos internos, constituyendo así el auténtico motor de la Tectónica de placas.

Fig. 4. Esquema del interior de la Tierra.

b) Gradiente geotérmico En las minas, sondeos y pozos se ha observado que la temperatura aumenta, como media en todo el planeta, 1 °C cada 33 metros de profundidad. Esta relación se la conoce con el nombre de gradiente geotérmico, pero sólo es una relación válida para profundidades en la corteza terrestre, pero no en capas más profundas. La energía calorífica alcanza la superficie terrestre mediante dos mecanismos:

Conductividad térmica. Corrientes de convección.

Conductividad térmica La conductividad o conducción térmica es la transmisión de calor de roca a roca, desde el interior del planeta a la superficie. Este viaje que realiza el calor se conoce con el nombre de flujo térmico. Dado que las rocas transmiten (conducen) mal el calor, el viaje dura miles de años. Corrientes de convección Las corrientes de convección se producen debido al movimiento de las masas de roca fundida que se desplazan dentro las capas internas de la Tierra; este gradiente de temperatura permite que las zonas de mayor temperatura (capas más bajas) se desplacen hacia las zonas de menor temperatura (capas mas altas).

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2. La teoría de la Tectónica de Placas a) Deriva continental Las corrientes convectivas del Manto hacen que la Litosfera situada sobre él sea arrastrada en diversas direcciones. Esto origina la división de la Litosfera en placas con diferentes movimientos. A las zonas de separación de las placas litosféricas se les denomina límites de placa. Debido a los posibles movimientos relativos de dos placas, estos límites se clasifican en:

Límites divergentes: Cuando el movimiento de las placas es de separación, deja un "hueco" aprovechado por rocas magmáticas para generar nueva corteza oceánica. También se les llama Zonas de Dorsal o límites constructivos.

Límites convergentes: Cuando el movimiento que realizan las placas es de aproximación, obliga a una de las placas (la más densa) a introducirse bajo la otra en un proceso que se denomina subducción. A estas zonas también se les denomina zonas de subducción o límites destructivos.

Límites transcurrentes. Existen zonas donde el movimiento de las placas es paralelo y de sentido contrario, conocidas también por zonas de falla transformante.

Así, estos límites dividirían en placas una litosfera en continuo movimiento, con unas placas creciendo a partir de su límite de dorsal y otras menguando a partir de su zona de subducción.

Fig. 5. Placas tectónicas en la corteza de la Tierra.

b) Paleomagnetismo El paleomagnetismo es la disciplina que estudia el magnetismo retenido por las rocas, con el objetivo de obtener un registro de las configuraciones del campo geomagnético en el pasado. Esto se basa en la propiedad que poseen los minerales magnéticos de retener la dirección del campo magnético respecto a

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algunos momentos dentro de la historia de la roca. Los orígenes de esas magnetizaciones son variados, pudiendo relacionarse a la formación y enfriamiento de una roca, así como a eventos posteriores a este que involucren reacciones químicas como alteración hidrotermal supérgena, diagénesis y metamorfismo. También se puede generar debido a la exposición por largos periodos a campos magnéticos débiles o la caída de rayos.

Fig. 6. Modelo de la distribución del magnetismo en el piso oceánico.

Magnetismo de Rocas y Tectónica Las investigaciones están basadas en la caracterización de las propiedades magnéticas de rocas y minerales, con el objetivo de documentar los cambios espaciales y temporales del campo magnético terrestre en el pasado. Las investigaciones, están enfocadas al estudio del origen y evolución del campo magnético terrestre, para desarrollar aplicaciones del paleomagnetismo en disciplinas tales como: geofísica, geología, arqueología y biología, así como en estudios de exploración y explotación de recursos minerales. Paleomagnetismo y Tectónica Los estudios paleomagnéticos forman uno de los aspectos centrales de las investigaciones en tectónica de placas y dispersión del piso oceánico, en virtud a que el método paleomagnético, permite cuantificar el desplazamiento de las placas litosféricas y determinar paleocoordenadas (referidas al eje geomagnético). Propiedades magnéticas de rocas y minerales Algunos minerales de hierro, tales como "loadstone", titanomagnetitas pobres en titanio, hematita, pirrotita y la goethita, son capaces de preservar una magnetización remanente, la cual constituye la base del registro paleomagnético en las rocas. Esta magnetización remanente puede ser originada por diversos procesos, tales como el cambio de temperatura involucrado en el enfriamiento de magmas (vulcanismo y plutonismo), procesos metamórficos, etc. Esta línea de investigación está enfocada a investigar diferentes procesos de formación de la magnetización remanente, características de la magnetización y los minerales magnéticos. Estos estudios también tienen un alto potencial para diversas aplicaciones, que incluyen, modelación e interpretación de anomalías magnéticas, para localizar depósitos de minerales y energéticos, asociaciones de minerales secundarios relacionados con hidrocarburos, etc.

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c) Piso oceánico Bajo las aguas oceánicas encontramos dos tipos de corteza, una pequeña porción de corteza continental y la corteza oceánica. Corteza continental bajo las aguas En la corteza continental se distingue la plataforma continental, que es un área uniforme, con poca pendiente. Esta zona se une al fondo oceánico mediante el talud continental, que es una superficie con fuerte inclinación. Corteza oceánica En la corteza oceánica se distinguen:

Dorsales oceánicas: son grandes elevaciones de unos 3.000 metros sobre el fondo oceánico. Se encuentran en los bordes de placas litosféricas asociadas a volcanes submarinos.

Llanuras abisales: son grandes extensiones llanas sobre las que encontramos montes submarinos y guyots.

Guyots: son montes submarinos de cimas planas. La cima fue erosionada cuando se encontraba a nivel del mar.

Fosas abisales: son fisuras estrechas y profundas donde se acumula gran cantidad de sedimentos. Se localizan en los bordes de placa, cerca de un continente o de una zona insular. Están asociadas a la presencia de terremotos.

Fig. 7. Piso oceánico.

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d) La fuerza conductora: convección Corrientes de convección Las corrientes de convección son movimientos que describen los fluidos. Cuando éstos se calientan, se dilatan y ascienden. Al llegar esos materiales a la corteza terrestre se enfrían debido a que esta capa tiene una baja temperatura. Al enfriarse los materiales, se contraen y descienden hasta alcanzar el núcleo de La Tierra, donde el proceso volverá a comenzar.

Fig. 8. Modelo de trasferencia de calor en la Tierra.

e) Divergencia y convergencia de placas Borde convergente: es el borde de choque entre dos placas tectónicas. En el borde convergente una de las placas de la litosfera se hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto. Este tipo de bordes lleva a la formación de cordilleras y está asociado con zonas de actividad volcánica originadas por la fricción de las dos placas. El punto de intersección de las dos placas se llama zona de subducción y allí se va acumulando sedimentos en una estructura llamada prisma de acreción.

Fig. 9 Ilustración de zona de subducción

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Borde divergente. En tectónica de placas un borde o límite divergente es el límite que existe entre dos placas tectónicas que se separan. Conforme las placas se alejan entre sí, nuevo material asciende desde el manto, en el interior de la Tierra, creando nueva corteza y litosfera, por lo que también recibe el borde constructivo

Fig. 10 Ilustración de zona de divergencia de placas

3. Tiempo geológico Escala geológica de la Tierra. División geológica de la Tierra desde sus orígenes hace 4.500 millones de años, hasta la actualidad. dividida en cuatro eones Hadeico, Arqueozoico, Proterozoico y Fanerozoico, sus nombres hacen referencia a la evolución de la vida terrestre. Estas divisiones no poseen un valor temporal exacto, la extensión de cada división y subdivisiones están marcadas por la evolución geológica del planeta no por períodos de tiempo exactos. El eón Fanerozoico, es el que mejor conocemos gracias a la existencia de fósiles visibles, se divide en tres eras: Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Las eras, a su vez, se dividen en períodos, estos en épocas y estas últimas en edades. El tiempo geológico está enmarcado en una escala macrotemporal de etapas variables que dependen únicamente de grandes eventos geológicos ocurridos durante la historia del planeta. Se denomina Precámbrico a todo el tiempo anterior al eón Fanerozoico, o sea incluiría los tres eones anteriores. Recientemente se ha añadido el nombre Ediacariense para denominar a un período (635Ma-540Ma), situado al final del Precámbrico, y cuyo nombre deriva de la aparición de animales nuevos y de hasta medio metro de tamaño (fauna de Ediacara). El precámbrico es un supereón, que es la división en la escala geológica por encima de los eones, ésta, por ser tan grande carecen de importancia para el estudio de la historia geológica del planeta.

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Principios para medir el tiempo geológico Los geólogos que desarrollaron la escala de tiempo geológico revolucionaron la manera de pensar sobre el tiempo y la percepción de nuestro planeta. Descubrieron que la Tierra es mucho más antigua de lo que

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nadie se había imaginado y que su superficie y su interior habían cambiado una y otra vez por los mismos procesos geológicos que actúan en la actualidad. A finales del siglo XIX y principios del XX, se intentó determinar la edad de la Tierra. Aunque alguno de los métodos parecía prometedor en aquella época, ninguno de esos primeros esfuerzos demostró ser fiable. Lo que estos científicos buscaban era una fecha numérica. Estas fechas especifican el número real de años que han pasado desde que un acontecimiento ha ocurrido. En la actualidad, nuestro conocimiento de la radiactividad nos permite determinar con exactitud las fechas numéricas para las rocas que representan acontecimientos importantes en el pasado lejano de la Tierra. Antes del descubrimiento de la radiactividad, los geólogos no tenían método fiable de datación numérica y tenían que depender únicamente de la datación relativa. La datación relativa significa que las rocas se colocan en su secuencia de formación adecuada: cuál se formó en primer lugar, en segundo, en tercero y así sucesivamente. La datación relativa no puede decirnos cuánto hace que sucedió algo, sólo qué ocurrió después de un acontecimiento y antes que otro. Las técnicas de datación relativa que se desarrollaron son válidas y continúan siendo muy utilizadas todavía hoy. Los métodos de datación numérica no sustituyeron esas técnicas; simplemente las complementaron. Para establecer una escala de tiempo relativo, hubo que descubrir unos pocos principios o reglas básicos y aplicarlos. Aunque puedan parecernos obvios en la actualidad, en su época constituyeron avances importantes del pensamiento, y su descubrimiento fue un logro científico importante. Ley de la superposición A Nicolaus Steno, un anatomista, geólogo y clérigo danés (1638-1686), se le reconoce haber sido el primero en descubrir una secuencia de acontecimientos históricos en un afloramiento de capas de rocas sedimentarias. Trabajando en las montañas del oeste de Italia, Steno aplicó una regla muy simple que se ha convertido en el principio más básico de la datación relativa: la ley de la superposición (super = sobre; positum = situarse). La ley establece simplemente que, en una secuencia no deformada de rocas sedimentarias, cada estrato es más antiguo que el que tiene por encima y más joven que el que tiene por debajo. Aunque pueda parecer obvio que una capa rocosa no pudo depositarse sin que hubiera algo debajo para sustentarla, no fue hasta 1669 cuando Steno estableció con claridad este principio. Esta regla se aplica también a otros materiales depositados en la superficie, como las coladas de lava y los estratos de cenizas de las erupciones volcánicas. Aplicando la ley de la superposición a los estratos expuestos en la porción superior del Gran Cañón, podemos colocar fácilmente las capas en su orden apropiado. Entre las que se muestran, las rocas sedimentarias del grupo Supai son las más antiguas, seguidas en orden por la lutita Hermit, la arenisca Coconino, la formación Toroweap y la caliza Kaibab. Principio de la horizontalidad original También Steno fue el que reconoció la importancia de otro principio básico, denominado el principio de la horizontalidad original. De manera sencilla, significa que las capas de sedimento se depositan en general en una posición horizontal. Por tanto, cuando observamos estratos rocosos que son planos, deducimos que no han experimentado perturbación y que mantienen todavía su horizontalidad original.

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Eso se ilustra en las capas del Gran Cañón. Pero si están plegados o inclinados a un ángulo empinado deben de haber sido movidos a esa posición por perturbaciones de la corteza algún tiempo después de su depósito.

Fig. 11. Aplicación de la ley de superposición a capas expuestas en la parte superior del Gran Cañón.

Datación radiométrica Obsérvese que el porcentaje de átomos radiactivos que se descomponen durante un período de semidesintegración es siempre el mismo: 50 por ciento. Sin embargo, el número real de átomos que se descomponen con cada período de semidesintegración disminuye continuamente. Por tanto, a medida que disminuye el porcentaje de átomos del radioisótopo padre, aumenta la proporción del isótopo hijo estable, coincidiendo exactamente el aumento de átomos hijo con la disminución de los átomos padre. Este hecho es la clave para la datación radiométrica. De los muchos isótopos radiactivos que existen en la naturaleza, cinco han demostrado ser particularmente útiles para proporcionar edades radiométricas de las rocas antiguas (Tabla 1). El rubidio-87, el torio-232 y los dos isótopos del uranio se utilizan sólo para la datación de rocas que tienen millones de años de antigüedad, pero el potasio-40 es más versátil. Potasio-argón. Aunque el período de semidesintegración del potasio-40 es de 1.300 millones de años, las técnicas analíticas posibilitan la detección de cantidades muy bajas de su producto estable de desintegración, el argón-40, en algunas rocas que tienen menos de 100.000 años. Otra razón importante para su uso frecuente es que el potasio es un constituyente abundante de muchos minerales comunes, en particular las micas y los feldespatos.

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Aunque el potasio (K) tiene tres isótopos naturales, K39, K40 y K41, sólo el K40 es radiactivo. Cuando se desintegra, lo hace de dos maneras. Aproximadamente el 11 por ciento cambia a argón-40 (Ar40) por medio de captura electrónica. El 89 por ciento restante del K40 se descompone en calcio-40 (Ca40) mediante emisión beta. La descomposición de K40 a Ca40, sin embargo, no es útil para la datación radiométrica, porque el Ca40 producido por desintegración radiactiva no puede distinguirse del calcio que podía estar presente cuando se formó la roca.

Tabla 1. Isótopos utilizados frecuentemente en la datación radiométrica

Radioisótopo padre

Producto hijo estable

Valores de periodos de semidesintegración

actualmente aceptados

Uranio-238 Plomo-206 4 500 millones de años

Uranio-235 Plomo-207 713 millones de años

Torio-232 Plomo-208 14 100 millones de años

Rubidio-87 Estroncio-87 47 000 millones de años

Potasio-40 Argón-40 1 300 millones de años

El reloj potasio-argón empieza a funcionar cuando los minerales que tienen potasio cristalizan a partir de un magma o se forman dentro de una roca metamórfica. En este momento, los nuevos minerales contendrán K40, pero carecerán de Ar40, porque este elemento es un gas inerte que no se combina químicamente con otros elementos. Conforme pasa el tiempo, el K40 se descompone continuamente por captura electrónica. El Ar40 producido por este proceso permanece atrapado dentro del retículo cristalino del mineral. Dado que no había Ar40 cuando se formó el mineral, todos los átomos hijo atrapados en el mineral deben proceder de la descomposición del K40. Para determinar la edad de una muestra, se mide con precisión la proporción K40/Ar40 y se aplica el período de semidesintegración conocido del K40. Fuentes de error. Es importante tener en cuenta que sólo puede obtenerse una fecha radiométrica precisa si el mineral permaneció en un sistema cerrado durante todo el período desde que se formó. Sólo es posible una datación correcta si no ha habido adición ni pérdida de isótopos padre o hijo. Esto no siempre es así. De hecho, una limitación importante del método potasio-argón surge del hecho de que el argón es un gas y puede escapar de los minerales, falseando las medidas. De hecho, las pérdidas pueden ser significativas si la roca está sometida a temperaturas relativamente elevadas. Por supuesto, una reducción de la cantidad de Ar40 lleva a una infravaloración de la edad de la roca. A veces, las temperaturas son lo bastante altas durante un período de tiempo suficientemente largo como para que escape todo el argón. Cuando esto ocurre, vuelve a empezar el reloj potasio-argón y la datación de la muestra proporcionará sólo el tiempo transcurrido desde el reajuste térmico, no la edad verdadera de la roca. En el caso de otros relojes radiométricos, puede producirse una pérdida de isótopos hijo si la roca ha sido sometida a meteorización o lixiviación. Para evitar dicho problema, un dispositivo de seguridad sencillo consiste en utilizar sólo material fresco, no meteorizado, ni muestras que puedan haber sido alteradas químicamente.

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Tectónica de placas

1. Ondas sísmicas La energía de un terremoto, explosión u otra fuente sísmica se mueve a través de la tierra como un frente de onda que se extiende en todas direcciones. Hay varios tipos de ondas sísmicas y cada uno se mueve de un modo diferente. Los dos tipos principales son las ondas internas y las ondas superficiales. Las ondas internas pueden viajar a través de las capas interiores de la Tierra, pero las ondas superficiales sólo se pueden mover a lo largo de la superficie del planeta, como ondulaciones sobre el agua. Ondas internas Las ondas P (ondas primarias o compresionales) son las ondas sísmicas que más rápidamente se mueven. Lo hacen con un movimiento de empuje y tracción, que provoca que las partículas en la roca se muevan hacia adelante y hacia atrás en su lugar. Cuando la onda se mueve saliéndose del foco, las partículas se mueven acercándose y separándose a lo largo de la dirección en la que se mueve la onda. Las ondas P pueden moverse a través de sólidos, líquidos o gases. Son muy similares a las ondas sonoras, empujan y jalan la roca casi como las ondas sonoras empujan y jalan el aire. Puedes ver el movimiento de una onda P si estiras un juguete de resorte y empujas un extremo. La energía se moverá a lo largo del resorte, empujando y jalando como una onda P. Las ondas S (ondas secundarias, de cizalla, laterales o transversales) viajan mucho más lentamente que las ondas P. No se expanden a través de líquidos. Las ondas S hacen que las partículas se muevan de un lado a otro. Su movimiento es perpendicular a la dirección en la que viaja la onda. Agita el extremo de una cuerda lateralmente y observa cómo la onda viaja a lo largo de la cuerda. Así se ve una onda S. Ondas superficiales Las ondas de Love llevan el nombre de A. E. H. Love, un matemático británico que calculó el modelo matemático para este tipo de ondas en 1911. Las ondas de Love se mueven como una serpiente,

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sacudiendo el terreno de un lado a otro. Aunque viajan lentamente a partir de la fuente sísmica, son muy destructivas y son las que generalmente hacen que los edificios se derrumben durante un terremoto. Las ondas de Rayleigh se llaman así en honor a Lord Rayleigh (John William Strutt), quien predijo matemáticamente la existencia de este tipo de ondas en 1885. Una onda de Rayleigh se mueve a lo largo del terreno como una ola viaja a través de un lago u océano. Mientras avanza, mueve al terreno tanto de arriba a abajo como de un lado a otro en la misma dirección en la que se mueve la onda. La mayor parte de la sacudida que se siente durante un terremoto se debe a las ondas de Rayleigh. Aunque las ondas superficiales son por lo general las más destructivas, la mayoría de los geólogos están aún más interesados en las ondas internas. Como éstas viajan a través de la tierra, pueden proporcionar mucha información sobre su estructura. Entre otras cosas, pueden ayudar a los geólogos a localizar capas de roca que podrían contener petróleo, gas y otros minerales valiosos.

Fig. 12. Ondas sísmicas.

2. Estructura interna de la Tierra Para poder comprender cómo funciona la Tierra, es necesario saber cómo es por dentro, en cuanto a composición y en cuanto a estructura. El estudio del interior de la Tierra sugiere una estructura composicional en capas (geosferas) a las que se superpone una estructura dinámica, es decir referida al comportamiento de los materiales internos.

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Las capas terrestres son, de afuera a adentro: Corteza: Es la capa más fina e irregular. Sólida. Su espesor varía desde 5 km bajo los fondos oceánicos

hasta más de 70 km en algunos puntos de los continentes. Es la menos densa, formada por elementos químicos ligeros, como el oxígeno, carbono, silicio, etc. Su límite con la siguiente capa forma la discontinuidad de Mohorovicic.

Manto: Más uniforme que la Corteza y mucho más grueso. Su límite se sitúa a 2900 km contado desde la superficie media (superficie del geoide). Se encuentra en estado sólido, aunque tiene cierta plasticidad. Está compuesto por elementos más densos, como son el hierro y el magnesio, aunque también posee importantes cantidades de silicio, formando una roca característica denominada peridotita. Su límite con el Núcleo forma la discontinuidad de Gutenberg. Posee dos partes diferenciadas y separadas por la discontinuidad de Repetti a 670 km de profundidad: El Manto superior en la que se producen terremotos y el Manto inferior, más denso debido a un cambio en la estructura de los silicatos.

Núcleo: Es muy denso. Compuesto básicamente por hierro, níquel y azufre, similar a un tipo de material (roca) denominado troilita, encontrado en algunos meteoritos que han caído a la Tierra (siderolitos) y cuyas propiedades físicas coinciden con las medidas para esta capa terrestre. El Núcleo externo se encuentra en estado líquido, lo que sabemos porque las "ondas s" desaparecen en él. Su límite, situado a 5100 km, se denomina discontinuidad de Wiechert o Lehman. A partir de esta discontinuidad aparece el Núcleo interno, sólido, de mayor densidad y menos azufre. Forma la parte central del planeta.

A estas capas habría que añadir las denominadas capas fluidas, es decir hidrosfera y atmósfera. Dado que son el motor de los Procesos Externos. De todas formas, no conviene olvidar que, si la Corteza fuese la capa más externa, nosotros estaríamos en la Tierra por la parte de afuera y no dentro de ella. El último átomo atmosférico afectado por el movimiento de rotación terrestre se sitúa a unos 10.000 km sobre la superficie de la Corteza. Éste sería el verdadero límite de la Tierra.

Fig. 13. Estructura interna de la Tierra.

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3. Campo gravitatorio de la Tierra

En física, el campo gravitatorio o campo gravitacional es un campo de fuerzas que representa la gravedad. Si se dispone en cierta región del espacio una masa M, el espacio alrededor de M adquiere ciertas características que no disponía cuando no estaba M. Este hecho se puede comprobar acercando otra masa m y constatando que se produce la interacción. A la situación física que produce la masa M se la denomina campo gravitatorio. En el interior de un campo gravitatorio el espacio queda alterado y se ponen de manifiesto propiedades como la atracción entre las masas, tal y como afirma la Ley de Gravitación de Newton.

Esta alteración de las propiedades del espacio se pone de manifiesto sobre otras masas en forma de una fuerza de atracción. Según el Principio Fundamental de la Dinámica (F = m*a), sobre las masas aparecen aceleraciones (a = F/m). Si una de las masas es la Tierra, la aceleración que aparece recibe el nombre de aceleración de la gravedad, g, cuyo valor medio en la Tierra es g = 9.8 m/s2.

Dicho valor cambia desde el ecuador (9.78) al polo (9.83).

La variación en el valor de g, depende de varias causas:

La tierra no es esférica y, por tanto, varía la distancia desde la superficie a su centro.

En el ecuador la fuerza centrífuga hace que g disminuya.

La existencia en el subsuelo de zonas con acumulación de minerales pesados, depósitos de agua, petróleo o grandes huecos.

Las alteraciones del nivel del mar, movimientos de hielo, terremotos, erupciones volcánicas.

Si representamos las variaciones de la aceleración de la gravedad y coloreamos los resultados, obtenemos el siguiente "geoide":

Fig. 14. Geoide.

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La idea de que los continentes van a la deriva por la superficie de la Tierra se introdujo a principios del siglo XX. Esta propuesta contrastaba por completo con la opinión establecida de que las cuencas oceánicas y los continentes son estructuras permanentes muy antiguas. Esta opinión era respaldada por las pruebas recogidas del estudio de las ondas sísmicas que revelaron la existencia de un manto sólido rocoso que se extendía hasta medio camino hacia el centro de la Tierra. El concepto de un manto sólido indujo a la mayoría de investigadores a la conclusión de que la corteza externa de la Tierra no podía moverse. Durante este período, la opinión convencional de la comunidad científica era que las montañas se forman a causa de las fuerzas compresivas que se iban originando a medida que la Tierra se enfriaba paulatinamente a partir de un estado fundido previo. Sencillamente la explicación era la siguiente: a medida que el interior se enfriaba y se contraía, la capa externa sólida de la Tierra se deformaba mediante pliegues y fallas para ajustarse al planeta, que se encogía. Se consideraban las montañas como algo análogo a las arrugas que aparecen en la piel de la fruta cuando se seca. Este modelo de los procesos tectónicos de la Tierra, aunque inadecuado, estaba profundamente arraigado en el pensamiento geológico de la época. Desde la década de los años sesenta, nuestra comprensión de la naturaleza y el funcionamiento de nuestro planeta han mejorado de manera espectacular. Los científicos se han dado cuenta de que la corteza externa de la Tierra es móvil y de que los continentes migran de una manera gradual a través del planeta. Además, en algunas ocasiones las masas continentales se separan y crean nuevas cuencas oceánicas entre los bloques continentales divergentes. Entretanto, porciones más antiguas del fondo oceánico se sumergen de nuevo en el manto en las proximidades de las fosas submarinas. A causa de estos movimientos, los bloques de material continental chocan y generan las grandes cadenas montañosas de la Tierra. En pocas palabras, ha surgido un nuevo modelo revolucionario de los procesos tectónicos de la Tierra. Este cambio profundo de la comprensión científica se ha descrito de manera muy acertada como una revolución científica. La revolución empezó como una propuesta relativamente clara de Alfred Wegener, llamada deriva continental. Después de muchos años de acalorado debate, la gran mayoría de la comunidad científica rechazó la hipótesis de Wegener de los continentes a la deriva. El concepto de una Tierra móvil era particularmente desagradable para los geólogos norteamericanos, quizás porque la mayoría de las pruebas que lo respaldaban procedían de los continentes meridionales, desconocidos para la mayoría de ellos. Durante las décadas de los años cincuenta y sesenta, nuevos tipos de pruebas empezaron a reavivar el interés por esta propuesta que estaba casi abandonada. En 1968, esos nuevos avances indujeron el desarrollo de una explicación mucho más completa que incorporaba aspectos de la deriva continental y de la expansión del fondo oceánico: una teoría conocida como tectónica de placas.

4. Deriva continental La idea de que los continentes, sobre todo Sudamérica y África, encajan como las piezas de un rompecabezas, se originó con el desarrollo de mapas mundiales razonablemente precisos. Sin embargo, se dio poca importancia a esta noción hasta 1915, cuando Alfred Wegener, meteorólogo y geofísico alemán, publicó El origen de los continentes y los océanos. En este libro, que se publicó en varias ediciones, Wegener estableció el esbozo básico de su radical hipótesis de la deriva continental. Wegener sugirió que

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en el pasado había existido un supercontinente único denominado Pangea (pan = todo, gea = Tierra) (Figura 15). Además, planteó la hipótesis de que, en la era Mesozoica, hace unos 200 millones de años, este supercontinente empezó a fragmentarse en continentes más pequeños, que «derivaron» a sus posiciones actuales. Se cree que la idea de Wegener de que los continentes pudieran separarse se le pudo ocurrir al observar la fragmentación del hielo oceánico durante una expedición a Groenlandia entre 1906 y 1908.

Fig. 12 Reconstrucción moderna del Pangea y la Pangea de Wegener

Encaje de los continentes Como algunos antes que él, Wegener sospechó por primera vez que los continentes podrían haber estado unidos en alguna ocasión al observar las notables semejanzas existentes entre las líneas de costa situadas a los dos lados del Atlántico. Sin embargo, la utilización que él hizo de las líneas de costa actuales para hacer encajar los continentes fue inmediatamente contestada por otros geólogos. Estos últimos sostenían, correctamente, que las líneas de costa están siendo continuamente modificadas por procesos erosivos y sedimentarios. Aun cuando hubiera tenido lugar el desplazamiento de los continentes, sería improbable tal ajuste en la actualidad. Wegener parecía consciente de este hecho, ya que su ajuste original de los continentes era muy aproximado (Figura 12).

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Los científicos han determinado que una aproximación mucho mejor del verdadero límite externo de los continentes es la plataforma continental. En la actualidad, el borde de la plataforma continental se encuentra sumergido unos cuantos centenares de metros por debajo del nivel del mar. A principios de la década de los sesenta Sir Edward Bullard y dos de sus colaboradores produjeron un mapa en el que se intentaba ajustar los bordes de las plataformas continentales sudamericana y africana a profundidades de 900 metros. El notable ajuste que se obtuvo se muestra en la Figura 13. Aunque los continentes se solapaban en unos pocos lugares, se trata de regiones donde las corrientes han depositado grandes cantidades de sedimentos, aumentando con ello el tamaño de las plataformas continentales. El ajuste global fue incluso mejor de lo que habrían sospechado quienes apoyaban la teoría de la deriva continental.

Fig. 13. Aquí se muestra el mejor ajuste entre Sudamérica y África a lo largo del talud continental a una profundidad de unos 900 metros. Las áreas de solapamiento entre los bloques continentales están coloreadas en marrón. (Tomado de A. G. Smith, «Continental Drift». En Understanding the Earth, editado por I. G. Gass).

Principales placas de la Tierra Según el modelo de la tectónica de placas, el manto superior, junto con la corteza suprayacente, se comportan como una capa fuerte y rígida, conocida como la litosfera (lithos = piedra, sphere =esfera), que está rota en fragmentos, denominados placas (Figura 14). Las placas de la litosfera son más delgadas en los océanos, donde su grosor puede variar entre unos pocos kilómetros en las dorsales oceánicas y 100 kilómetros en las cuencas oceánicas profundas. Por el contrario, la litosfera continental, por regla general, tiene un grosor de entre 100 y 150 kilómetros, pero puede superar los 250 kilómetros debajo de las porciones más antiguas de las masas continentales. La litosfera se encuentra por encima de una región más dúctil del manto, conocida como la astenosfera (asthenos = débil, sphere = esfera). El régimen de temperatura y presión de la astenosfera superior es tal que las rocas que allí se encuentran se aproximan

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mucho a sus temperaturas de fusión, lo que provoca una zona muy dúctil que permite la separación efectiva de la litosfera de las capas inferiores. Así, la roca poco resistente que se encuentra dentro de la astenosfera superior permite el movimiento de la capa externa rígida de la Tierra. La litosfera está rota en numerosos fragmentos, llamados placas, que se mueven unas con respecto a las otras y cambian continuamente de tamaño y forma. Como se muestra en la Figura 14, se reconocen siete placas principales. Son la placa Norteamericana, la Sudamericana, la del Pacífico, la Africana, la Euroasiática, la Australiana y la Antártica. La mayor es la placa del Pacífico, que abarca una porción significativa de la cuenca del océano Pacífico. Obsérvese, en la Figura 14, que la mayoría de las grandes placas incluye un continente entero además de una gran área de suelo oceánico (por ejemplo, la placa Sudamericana). Esto constituye una importante diferencia con la hipótesis de la deriva continental de Wegener, quien propuso que los continentes se movían a través del suelo oceánico, no con él. Obsérvese también que ninguna de las placas está definida completamente por los márgenes de un continente. Las placas de tamaño mediano son la Caribeña, la de Nazca, la Filipina, la Arábiga, la de Cocos, la de Scotia y la de Juan de Fuca. Además, se han identificado más de una docena de placas más pequeñas, que no se muestran en la Figura 14. Uno de los principales fundamentos de la teoría de la tectónica de placas es que las placas se mueven como unidades coherentes en relación con todas las demás placas. A medida que se mueven las placas, la distancia entre dos puntos situados sobre la misma placa (Nueva York y Denver, por ejemplo) permanece relativamente constante, mientras que la distancia entre puntos situados sobre placas distintas, como Nueva York y Londres, cambia de manera gradual. (Recientemente se ha demostrado que las placas pueden sufrir alguna deformación interna, en particular la litosfera oceánica.) Las placas litosféricas se mueven en relación con las demás a una velocidad muy lenta pero continua que es, de media, de unos cinco centímetros anuales. Este movimiento es impulsado en último extremo por la distribución desigual del calor en el interior de la Tierra. El material caliente que se encuentra en las profundidades del manto se mueve despacio hacia arriba y sirve como una parte del sistema de convección interna de nuestro planeta. Simultáneamente, láminas más frías y densas de la litosfera oceánica descienden al manto, poniendo en movimiento la capa externa rígida de la Tierra. Por último, los titánicos roces entre las placas litosféricas de la Tierra generan terremotos, crean volcanes y deforman grandes masas de roca en las montañas.

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Fig. 14 El mosaico de las placas rígidas que constituyen la superficie externa de la tierra. (Tomada de W. B. Hamilton, U.S. Geological Survey.)

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Continuación de figura 14. El mosaico de las placas rígidas que constituyen la superficie externa de la tierra. (Tomada de W. B. Hamilton, U.S. Geological Survey.)

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Dinámica de la Tierra sólida

1. Vulcanismo Vulcanismo, fenómeno que consiste en la salida desde el interior de la Tierra hacia el exterior de rocas fundidas o magma, acompañada de emisión a la atmósfera de gases. El estudio de estos fenómenos y de las estructuras, depósitos y formas que crea es el objeto de la vulcanología. El magma y los gases rompen las zonas más débiles de la corteza externa de la Tierra o litosfera para llegar a la superficie. Estas debilidades se encuentran sobre todo a lo largo de los límites entre placas tectónicas, que es donde se concentra la mayor parte del vulcanismo. Cuando el magma y los gases alcanzan la superficie a través de las chimeneas o fisuras de la corteza, forman estructuras geológicas llamadas volcanes, de los que hay varios tipos. La imagen clásica del volcán, ejemplificada por el monte Fuji Yama de Japón o por el monte Mayon de Filipinas, es una estructura cónica con un orificio (cráter) por el que emiten (si está activo) cenizas, vapor, gases, roca fundida y fragmentos sólidos, con frecuencia de manera explosiva. Pero en realidad, esta clase de volcanes, aunque no son infrecuentes, supone menos del 1 % de toda la actividad volcánica terrestre. Al menos el 80 % del vulcanismo se concentra en las largas fisuras verticales de la corteza terrestre. Este vulcanismo de fisura ocurre sobre todo en los bordes constructivos de las placas en que está dividida la litosfera. Tales bordes constructivos están marcados por cadenas montañosas oceánicas (dorsales oceánicas) en las que se crea continuamente nueva corteza a medida que las placas se separan. De hecho, es el magma ascendente enfriado producido por el vulcanismo de fisura el que forma el nuevo fondo oceánico. Por tanto, la mayor parte de la actividad volcánica permanece oculta bajo los mares.

Fig. 15. Volcán en erupción de lava y gases.

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2. Terremotos Movimiento brusco de la Tierra, causado por la abrupta liberación de energía acumulada durante un largo tiempo. El primer terremoto del que se tenga referencia ocurrió en China en el año 1177 ane. Existe un Catálogo Chino de Terremotos, que menciona unas docenas más de tales fenómenos en los siglos siguientes. En la historia de Europa el primer terremoto aparece mencionado en el año 580 ane, pero el primero claramente descrito data de mediados del siglo XVI. Los terremotos más antiguos conocidos en América ocurrieron en México, a fines del Siglo XIV y en Perú en 1741, aunque no se tiene una clara descripción de sus efectos. Desde el Siglo XVII comienzan a aparecer numerosos relatos sobre terremotos, pero parece ser que la mayoría fueron distorsionados o exagerados. Un terremoto, también llamado seísmo o sismo (del griego σεισμός, temblor) o temblor de tierra es una sacudida del terreno que se produce debido al choque de las placas tectónicas y a la liberación de energía en el curso de una reorganización brusca de materiales de la corteza terrestre al superar el estado de equilibrio mecánico. Los más importantes y frecuentes se producen cuando se libera Energía potencial elástica acumulada en la deformación gradual de las rocas contiguas al plano de una falla activa, pero también pueden ocurrir por otras causas, por ejemplo, en torno a procesos volcánicos, por hundimiento de cavidades cársticas o por movimientos de laderas. La medición de terremotos se realiza a través de un instrumento llamado sismógrafo, el que registra en un papel la vibración de la Tierra producida por el sismo (sismograma). Este informa la magnitud y la duración. Este instrumento registra dos tipos de ondas: las superficiales, que viajan a través de la superficie terrestre y que producen la mayor vibración de ésta (y probablemente el mayor daño) y las centrales o corporales, que viajan a través de la Tierra desde su profundidad. Uno de los mayores problemas para la medición de un terremoto es la dificultad inicial para coordinar los registros obtenidos por sismógrafos ubicados en diferentes puntos ("Red Sísmica"), de modo que no es inusual que las informaciones preliminares sean discordantes ya que fueron basadas en informes que registraron diferentes amplitudes de onda. Determinar el área total abarcada por el sismo puede tardar varias horas o días de análisis del movimiento mayor y de sus réplicas. La prontitud del diagnóstico es de importancia capital para echar a andar los mecanismos de ayuda en tales emergencias. A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud único, pero la evaluación se realiza, cuando no hay un número suficiente de estaciones, principalmente basada en registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos cercanos. De allí que se asigne distinto valor a cada localidad o ciudad e interpolando las cifras para ubicar el epicentro. Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no haya una diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo punto. Esto puede ser más difícil de efectuar si ocurren varios terremotos cercanos en tiempo o área. Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente según la distancia, la condición del terreno, los estándares de construcción y otros factores. Resulta más útil entonces catalogar

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cada terremoto según su energía intrínseca. Esta clasificación debe ser un número único para cada evento, y este número no debe verse afectado por las consecuencias causadas, que varían mucho de un lugar a otro. La Escala de Mercalli, se expresa en números romanos. Esta escala es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo. Es una escala subjetiva, para cuya medición se recurre a encuestas, referencias periodísticas, etc. Permite el estudio de los terremotos históricos, así como los daños de los mismos. Cada localización tendrá una Intensidad distinta para un determinado terremoto, mientras que la Magnitud era única para dicho sismo.

Escala de Mercalli

Intensidad Efecto

I Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.

II Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

III

Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un vehículo pesado. Duración estimable.

IV

Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un vehículo pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.

V

Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

VI Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplacados o daño en chimeneas. Daños ligeros.

VII

Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal proyectadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

VIII

Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del aguade los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.

IX

Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

X Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento

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considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

XI Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.

XII Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

Ruptura y propagación de un terremoto Sabemos que las fuerzas (esfuerzos) que provocan el deslizamiento súbito a lo largo de las fallas son provocadas en última instancia por los movimientos de las placas terrestres. También está claro que la mayoría de fallas están bloqueadas, con excepción de movimientos breves y abruptos que acompañan la ruptura de un terremoto. El motivo principal por el que la mayor parte de las fallas están bloqueadas es que la presión de confinamiento ejercida por la corteza suprayacente es enorme. Por esta razón, las fracturas en la corteza, en esencia, están fuertemente comprimidas. Al final, los esfuerzos que provocan la ruptura de la falla superan la resistencia friccional al deslizamiento. Todavía no se conoce con exactitud qué es lo que desencadena realmente la ruptura inicial. Sin embargo, este acontecimiento marca el inicio de un terremoto. Recordemos que un terremoto empieza en un punto (en profundidad) a lo largo de un plano de falla denominado foco. Aunque los terremotos empiezan en un único punto, implican el deslizamiento a lo largo de una superficie extensa de la falla. En otras palabras, la ruptura inicial empieza en el foco y se propaga (viaja) alejándose del origen, algunas veces en las dos direcciones horizontales a lo largo de la falla, pero a menudo en una sola dirección. De acuerdo con un modelo, el deslizamiento en cualquier lugar a lo largo de una falla se logra de manera casi instantánea, «en un abrir y cerrar de ojos». Además, en cualquier momento, el deslizamiento se limita a tan sólo una zona estrecha a lo largo de la falla, que se desplaza hacia delante de manera continua. A medida que esta zona de ruptura avanza, puede reducir su velocidad, acelerar o incluso saltar a un segmento cercano de falla. Durante los terremotos pequeños, el deslizamiento total se produce a lo largo de una superficie de falla comparativamente pequeña o en un segmento pequeño de una falla mayor. Así, la zona de ruptura puede propagarse rápidamente y la vida del terremoto es corta. Por el contrario, los grandes terremotos implican el deslizamiento a lo largo de un segmento grande de una falla, que algunas veces puede medir varios cientos de kilómetros de longitud, y, por tanto, su duración es más prolongada. Por ejemplo, la propagación de la zona de ruptura a lo largo de una falla de 300 kilómetros de longitud duraría alrededor de 1.5 minutos. Por consiguiente, las fuertes vibraciones que la acompañan producidas por un terremoto grande no sólo serían más fuertes, sino que también durarían más que las vibraciones producidas por un terremoto pequeño. Puede hacerse una analogía de la propagación de la ruptura de un terremoto con la evolución de una grieta en un parabrisas. Imaginemos que una roca golpea una esquina del parabrisas de un coche y aparece una grieta que atraviesa rápidamente el parabrisas (una distancia de 2 metros) en una décima de segundo.

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Ahora imaginemos un parabrisas de 300 kilómetros (300.000 metros) de ancho que representa un segmento grande de una falla. Una grieta que se propaga de un extremo al otro de ese parabrisas y que se desplaza a la misma velocidad que la grieta del parabrisas del coche tardaría unas cuatro horas. Evidentemente, la propagación de un terremoto es mucho más rápida y su escala es considerablemente mayor que una grieta en un parabrisas. Tras revisar cómo se propagan las rupturas de los terremotos, la siguiente pregunta es: «¿Por qué los terremotos se detienen en lugar de continuar a lo largo de toda la falla?» Las pruebas sugieren que el deslizamiento suele detenerse cuando la ruptura alcanza una sección de la falla en la que las rocas no han sido suficientemente deformadas como para superar la resistencia friccional, lo cual podría suceder en una sección de la falla que haya experimentado recientemente un terremoto. La ruptura también puede pararse si encuentra una doblez suficientemente grande o una discontinuidad a lo largo del plano de la falla. Sismología El estudio de las ondas sísmicas, la sismología (seísmos = sacudida; ology = estudio de), data de los intentos realizados por los chinos, hace casi 2 000 años, para determinar la dirección desde la que se originaban dichas ondas. El instrumento sísmico utilizado por los chinos era una gran jarra hueca que probablemente contenía una masa suspendida desde la tapa (Figura 16). Esta masa suspendida (similar al péndulo de un reloj) estaba conectada de alguna manera con las mandíbulas de varias figuras de grandes dragones que rodeaban en círculo el envase. Las mandíbulas de cada dragón sostenían una bola de metal. Cuando las ondas de los terremotos alcanzaban el instrumento, el movimiento relativo entre la masa suspendida y la jarra desalojaría algunas de las bolas de metal que caerían en las bocas abiertas de las ranas situadas justo debajo. Probablemente, los chinos eran conscientes de que el primer gran movimiento del terreno producido por un terremoto es direccional y que, si es lo bastante intenso, todos los artículos sujetos débilmente se caerían en la misma dirección. Aparentemente, los chinos utilizaron este hecho, junto con la posición de las bolas desalojadas, para detectar la dirección de procedencia de un terremoto. Sin embargo, el complejo movimiento de las ondas sísmicas hace improbable la determinación con cierta regularidad de la dirección real de propagación del terremoto.

Fig. 16 Antiguo sismógrafo chino. Durante un temblor de tierra, los dragones situados en la dirección de las vibraciones principales tiraban una bola en las bocas de las ranas de debajo.

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En principio al menos, los sismógrafos (seismos = sacudida; graph = escribir) modernos, instrumentos que registran las ondas sísmicas, no son muy diferentes de los dispositivos utilizados por los chinos antiguos. Estos dispositivos tienen una masa suspendida libremente de un soporte que se fija al terreno (Figura 17). Cuando la vibración de un terremoto lejano alcanza el instrumento, la inercia (iners = perezoso) de la masa suspendida la mantiene relativamente estacionaria, mientras que la Tierra y el soporte se mueven. El movimiento de la Tierra con respecto a la masa estacionaria se registra en un tambor giratorio o una cinta magnética. Los terremotos causan movimiento vertical y horizontal del terreno; por consiguiente, se necesita más de un tipo de sismógrafo. El instrumento mostrado en la Figura 17 está diseñado para permitir la oscilación de la masa de un lado a otro y, de este modo, la detección del movimiento horizontal del terreno. Normalmente, se utilizan dos sismógrafos horizontales, uno orientado de norte a sur y otro de este a oeste. El movimiento vertical del terreno puede detectarse si la masa se suspende de un muelle, como se muestra en la Figura 18. Para detectar terremotos muy débiles, o un gran terremoto que se produjo en la otra parte del mundo, los instrumentos sísmicos suelen estar diseñados para resistir la violenta sacudida que se produce muy cerca del origen del terremoto. Los registros obtenidos con los sismógrafos, denominados sismogramas (seismos = sacudida; gramma = lo que está escrito), proporcionan mucha información relativa al comportamiento de las ondas sísmicas. Dicho sencillamente, las ondas sísmicas son energía elástica que irradia en todas las direcciones desde el foco. La propagación (transmisión) de esta energía puede compararse con la sacudida que experimenta la gelatina en un tazón cuando se coge una cucharada. La gelatina tendrá un solo modo de vibración, pero los sismógrafos revelan que el deslizamiento de una masa de roca genera dos grupos principales de ondas sísmicas. Uno de esos grupos de ondas que viaja sobre la parte externa de la Tierra se conoce como ondas superficiales. Otros viajan a través del interior de la Tierra y se denominan ondas de cuerpo. Las ondas de cuerpo se dividen a su vez en dos tipos, que se denominan ondas primarias o P y ondas secundarias o S. Las ondas de cuerpo se dividen en ondas P y S por su modo de viajar a través de los materiales. Las ondas P son ondas que empujan (comprimen) y tiran (expanden) de las rocas en la dirección de propagación de la onda (Figura 19A). Imaginemos que sujetamos a alguien por los hombros y lo sacudimos. Este movimiento de tirar y empujar es similar a como se desplazan las ondas P a través de la Tierra. Este movimiento ondulatorio es análogo al generado por las cuerdas vocales humanas cuando mueven el aire para crear el sonido. Los sólidos, los líquidos y los gases se oponen a un cambio de volumen cuando son comprimidos y recuperarán elásticamente su forma cuando cesa la fuerza. Por consiguiente, las ondas P, que son ondas compresivas, pueden atravesar todos esos materiales. Por otro lado, las ondas S «sacuden» las partículas en ángulo recto con respecto a la dirección en la que via jan. Esto puede ilustrarse sujetando el extremo de una cuerda y sacudiendo el otro extremo, como se muestra en la Figura 19B. A diferencia de las ondas P, que cambian transitoriamente el volumen del material por el que viajan comprimiéndolo y expandiéndolo alternativamente, las ondas S cambian transitoriamente la forma del material que las transmite. Dado que los fluidos (gases y líquidos) no responden elásticamente a cambios de forma, no transmitirán las ondas S.

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Figura 17. Principio de funcionamiento del sismógrafo. La inercia de la masa suspendida tiende a mantenerla inmóvil, mientras que el tambor de registro, que está anclado al lecho de roca, vibra en respuesta a las ondas sísmicas. Por tanto, la masa estacionaria proporciona un punto de referencia a partir del cual se puede medir la cantidad de desplazamiento que ocurre cuando las ondas sísmicas atraviesan el suelo que está por debajo.

Figura 18 Sismógrafo diseñado para registrar el movimiento vertical del terreno.

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Figura 19 Tipos de ondas sísmicas y su movimiento característico. (Obsérvese que durante un terremoto fuerte, el temblor de tierra consta de una combinación de varios tipos de ondas sísmicas.) A. Como se ilustra con un muelle, las ondas P son ondas compresionales que alternan la compresión y la expansión del material que atraviesan. El movimiento hacia delante y hacia atrás producido cuando las ondas compresionales recorren la superficie puede hacer que el terreno se doble y se fracture, y pueden provocar la rotura de las líneas eléctricas. B. Las ondas S hacen que el material oscile en ángulo recto con la dirección del movimiento de la onda. Dado que las ondas S pueden desplazarse en cualquier plano, producen un temblor de tierra vertical y lateral. C. Un tipo de onda superficiales, en esencia, el mismo que el de una onda S que exhibe sólo movimiento horizontal. Este tipo de onda superficial mueve el terreno de un lado a otro y puede ser particularmente dañino para los cimientos de los edificios. D. Otro tipo de onda superficial recorre la superficie terrestre de una manera muy parecida a las olas oceánicas fuertes. Las flechas muestran el movimiento elíptico de la roca cuando pasa la onda.

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El movimiento de las ondas superficiales es algo más complejo. A medida que las ondas superficiales viajan a lo largo del suelo, hacen que éste se mueva y todo lo que descansa sobre él, de manera muy parecida a como el oleaje oceánico empuja un barco. Además de su movimiento ascendente y descendente, las ondas de superficie tienen un movimiento lateral similar a una onda S orientada en un plano horizontal. Este último movimiento es particularmente peligroso para los cimientos de las estructuras. Observando un registro sísmico «típico», como el mostrado en la Figura 20, puede verse una importante diferencia entre estas ondas sísmicas: las ondas P son las primeras en llegar a la estación de registro; luego llegan las ondas S; y luego las ondas superficiales. Esto es consecuencia de sus velocidades. A modo de ejemplo, la velocidad de las ondas P a través del granito del interior de la corteza es de unos 6 kilómetros por segundo. Bajo las mismas condiciones, las ondas S viajan a 3.6 kilómetros por segundo. Diferencias de densidad y en las propiedades elásticas de las rocas influyen mucho en las velocidades de las ondas. En general, en cualquier material sólido, las ondas P viajan aproximadamente 1.7 veces más deprisa que las ondas S, y cabe esperar que las ondas superficiales viajen al 90 por ciento de la velocidad de las ondas S. Además de las diferencias de velocidad, en la Figura 20 se observa también que la altura, o, expresado de una manera más correcta, la amplitud de esos tipos de onda varía. Las ondas S tienen una amplitud ligeramente mayor que las ondas P, mientras que las ondas superficiales, que causan la mayor destrucción, tienen una amplitud incluso mayor. Dado que las ondas superficiales están confinadas a una región estrecha próxima a la superficie y no se propagan por el interior de la Tierra como las ondas P y S, conservan su máxima amplitud durante más tiempo. Las ondas superficiales tienen también períodos más largos (intervalo de tiempo entre las crestas); por consiguiente, se suele hacer referencia a ellas como ondas largas u ondas L.

Figura 20 Sismograma típico. Obsérvese el intervalo temporal (aproximadamente 5 minutos) transcurrido entre la llegada de la primera onda P y la llegada de la primera onda S.

3. Estructuras volcánicas y estilos de erupción La imagen popular de un volcán es la de un cono solitario, elegante, cubierto de nieve como el monte Hood de Oregón o el Fujiyama de Japón. Estas montañas cónicas y pintorescas se producen por la actividad volcánica que tuvo lugar con intermitencias durante miles, o incluso centenares de miles, de años. Sin embargo, muchos volcanes no se ajustan a esta imagen. Algunos volcanes miden sólo 30 metros de altura

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y se formaron durante una única fase eruptiva que pudo haber durado sólo unos pocos días. Además, numerosas formas volcánicas no son, de ningún modo, «volcanes». Por ejemplo, el valle de los Diez Mil Humos, en Alaska, es un depósito de superficie plana que consiste en 15 kilómetros cúbicos de ceniza que se expulsaron en menos de 60 horas y que cubrió una sección del valle fluvial hasta una profundidad de 200 metros. Las formas volcánicas se presentan en una gran variedad de formas y tamaños y cada estructura tiene una historia eruptiva única. No obstante, los vulcanólogos han podido clasificar las formas volcánicas y determinar sus esquemas eruptivos. Consideraremos la anatomía general de un volcán y nos fijaremos en los tres tipos principales de volcanes: los volcanes en escudo, los conos de cenizas y los conos compuestos. Anatomía de un volcán La actividad volcánica suele empezar cuando se desarrolla una fisura (grieta) en la corteza a medida que el magma fuerza su camino hacia la superficie. Conforme el magma rico en gas asciende hacia esta fisura linear, su camino se halla habitualmente en un conducto circular, o tubo, que termina en una apertura en la superficie denominada chimenea (Figura 21). Las sucesivas erupciones de lava, material piroclástico, o, con frecuencia, una combinación de ambos, a menudo separadas por largos períodos de inactividad acaban formando la estructura que llamamos volcán. En la cima de muchos volcanes hay una depresión de paredes empinadas llamada cráter (crater = cuenco). Los cráteres son rasgos estructurales que se fueron construyendo paulatinamente a medida que los fragmentos expulsados se acumulaban alrededor de la chimenea formando una estructura en forma de donut. Algunos volcanes tienen más de un cráter en la cima, mientras que otros tienen depresiones muy grandes, más o menos circulares, denominadas calderas. Las calderas son grandes estructuras de hundimiento que pueden o no formarse en asociación con un volcán. (Más adelante consideraremos la formación de varios tipos de calderas.) Durante los primeros estadios del crecimiento, la mayor parte de descargas volcánicas proceden de la chimenea central. A medida que un volcán madura, el material también tiende a emitirse desde las fisuras que se desarrollan a lo largo de los flancos, o en la base, del volcán. La actividad continuada de una erupción del flanco puede producir un pequeño cono parásito (parasitus = el que come en la mesa de otro). El Etna de Italia, por ejemplo, tiene más de 200 chimeneas secundarias, algunas de las cuales han formado conos. Sin embargo, muchas de estas chimeneas sólo emiten gases y se denominan, con toda propiedad, fumarolas (fumus = humo). La forma de un volcán en particular está determinada en gran medida por la composición del magma que contribuye a su formación. Como veremos, las lavas de tipo hawaiiano tienden a producir estructuras amplias con pendientes suaves, mientras que las lavas ricas en sílice más viscosas (y algunas lavas basálticas ricas en gas) tienden a generar conos con pendientes de moderadas a empinadas.

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Figura 21. Anatomía de un cono compuesto «típico»

Volcanes en escudo Los volcanes en escudo se producen por la acumulación de lavas basálticas fluidas y adoptan la forma de una estructura ligeramente abovedada en forma de domo amplia que recuerda la forma del escudo de un guerrero (Figura 22). La mayoría de volcanes en escudo han crecido a partir del suelo oceánico profundo y forman islas o montes submarinos. Por ejemplo, las islas de la cadena hawaiiana, Islandia y las Galápagos son un solo volcán en escudo o la unión de varios escudos. No obstante, algunos volcanes en escudo tienen lugar en los continentes. Se incluyen en este grupo estructuras bastante grandes situadas en el este de África, como Suswa, en Kenya. Un estudio extenso de las islas Hawaii confirma que cada escudo se formó a partir de una miríada de coladas de lava basáltica de unos pocos metros de grosor. Además, estas islas constan de tan sólo un uno por ciento de erupciones piroclásticas. El Mauna Loa es uno de los cinco volcanes en escudo superpuestos que constituyen juntos la isla de Hawaii. Desde su base, en el suelo del océano Pacífico, hasta su cima, la altura del Mauna Loa se acerca a los 9 kilómetros, superando la del Everest. Esta pila masiva de lava basáltica tiene un volumen estimado de 40 000 kilómetros cúbicos, que fueron expulsados a lo largo de aproximadamente un millón de años. En comparación, el volumen del material que forma el Mauna Loa es unas 200 veces mayor que el que forma un cono compuesto grande como el monte Rainier (Figura 23). No obstante, la mayoría de escudos tiene un tamaño más modesto. Por ejemplo, el clásico escudo islandés, el Skjalbreidur, alcanza una altura aproximada de sólo unos 600 metros y su base tiene 10 kilómetros de diámetro. Pese a su enorme tamaño, el Mauna Loa no es el volcán más grande conocido del Sistema Solar. El monte Olimpo, un enorme volcán marciano en escudo, tiene una altura de 25 kilómetros y un diámetro de 600 kilómetros

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Figura 22 Los volcanes en escudo se construyen fundamentalmente a partir de coladas de

lava basáltica fluida y contienen sólo un pequeño porcentaje de materiales piroclásticos.

Figura 23 Perfiles de los edificios volcánicos. A. Perfil del Mauna Loa, Hawaii, el mayor volcán en escudo de la cadena hawaiana. Obsérvese el tamaño en comparación con el volcán Rainier, Washington, un gran cono compuesto. B. Perfil del volcán Rainier, Washington. Nótese cómo hace pequeño a un cono de cenizas típico. C. Perfil de Sunset, Arizona, un cono de cenizas típico de laderas empinadas.

En sus últimas etapas de crecimiento, la actividad en los escudos maduros es más esporádica y las erupciones piroclásticas, más frecuentes. Además, aumenta la viscosidad de las lavas, lo que provoca coladas más cortas y potentes. Estas erupciones tienden a aumentar la pendiente de la ladera en el área de la cima, que a menudo se cubre con grupos de conos de ceniza. Esto explica por qué el Mauna Kea, un volcán muy maduro que no ha entrado en erupción en los tiempos históricos, tiene una cima más empinada que el Mauna Loa, que entró en erupción en 1984. Los astrónomos están tan seguros de que el Mauna Kea está en declive que han construido en su cima un elaborado observatorio, que alberga algunos de los mejores (y más caros) telescopios del mundo.

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Conos de cenizas Como su nombre sugiere, los conos de cenizas (también llamados conos de escoria) están construidos con fragmentos de lava proyectada que adoptan el aspecto de cenizas o escorias cuando empiezan a solidificarse durante su vuelo. Estos fragmentos tienen un tamaño que oscila entre la ceniza fina y las bombas, pero están formados principalmente por lapilli del tamaño de un guisante a una nuez. Normalmente producto de magma basáltico relativamente rico en gas, los conos de cenizas están formados por fragmentos redondeados a irregulares marcadamente vesiculares (contienen huecos) y de color negro a marrón rojizo. Recordemos que estos fragmentos de roca vesicular se denominan escoria. En ocasiones una erupción de magma rico en sílice generará un cono de cenizas de color claro compuesto por fragmentos de ceniza y pumita. Aunque los conos de ceniza están formados mayoritariamente por material piroclástico suelto, a veces expulsan lava. En esas ocasiones, las descargas proceden de las chimeneas situadas en la base o cerca de ella en lugar de proceder del cráter de la cima. Los conos de cenizas tienen una forma característica muy sencilla, condicionada por el ángulo de reposo del material piroclástico suelto. Dado que las cenizas tienen un gran ángulo de reposo (el ángulo más empinado en el que el material permanece estable), los conos de cenizas jóvenes tienen pendientes empinadas, con laderas de entre 30 y 40 grados. Además, los conos de cenizas exhiben cráteres grandes y profundos en relación con el tamaño total de la estructura. Aunque son relativamente simétricos, muchos conos de cenizas son alargados y más altos por el lado por el que descendían los materiales durante las erupciones. Normalmente, los conos de cenizas son fruto de un único episodio eruptivo que a veces dura sólo unas pocas semanas y en raras ocasiones supera unos pocos años. Una vez este acontecimiento para, el magma del tubo que conecta la chimenea a la cámara magmática se solidifica y el volcán no vuelve a entrar en erupción jamás. Como consecuencia de esta corta vida, los conos de cenizas son pequeños, normalmente entre 30 y 300 metros y rara vez superan los 700 metros de altura. Los conos de cenizas se encuentran a millares en todo el mundo. Algunos están situados en campos volcánicos como el que se encuentra cerca de Flagstaff, Arizona, que está formado por unos 600 conos. Otros son conos parásitos de volcanes más grandes. El Etna, por ejemplo, tiene docenas de conos de cenizas que salpican sus flancos. Tectónica de placas y actividad ígnea Durante décadas, los geólogos han sabido que la distribución global del vulcanismo no es aleatoria. De los más de 800 volcanes activos. Actividad ígnea intrusiva 161 que se han identificado, la mayoría se encuentra a lo largo de los márgenes de las cuencas oceánicas, y en particular, dentro del cinturón que rodea el Pacífico, conocido con el nombre Anillo de Fuego (Figura 24). Este grupo de volcanes está formado principalmente por conos compuestos que emiten magma rico en volátiles con una composición intermedia (andesítica) que en algunas ocasiones producen erupciones aterradoras. Los volcanes que comprenden un segundo grupo emiten lavas basálticas muy fluidas y se encuentran confinados en las cuencas oceánicas profundas, incluidos ejemplos famosos en Hawaii e Islandia. Además, este grupo contiene muchos volcanes submarinos activos que salpican el fondo oceánico; son notables en especial las innumerables pequeñas montañas submarinas que se hallan a lo largo del eje de la dorsal

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centrooceánica. A estas profundidades, las presiones son tan grandes que el agua marina no hierve de una manera explosiva, ni siquiera en contacto con lavas calientes. Por tanto, el conocimiento de primera mano de estas erupciones es limitado y procede principalmente de los sumergibles de gran profundidad.

Fig. 24 Localizaciones de algunos de los principales volcanes de la Tierra.

Un tercer grupo incluye las estructuras volcánicas que están irregularmente distribuidas en el interior de los continentes. No hay ninguno en Australia ni en los dos tercios orientales de Norteamérica y Suramérica. África destaca porque tiene muchos volcanes potencialmente activos, entre ellos el monte Kilimanjaro, el punto más alto del continente (5895 metros). El vulcanismo en los continentes es muy diverso y abarca desde erupciones de lavas basálticas muy fluidas, como las que generaron la llanura de Columbia, hasta erupciones explosivas de magma riolítico rico en sílice, como ocurrió en Yellowstone. Hasta finales de la década de los sesenta, los geólogos no tenían ninguna explicación para la distribución Aparentemente aleatoria de los volcanes continentales ni tampoco podían explicar la cadena casi continua de volcanes que rodea el margen de la cuenca pacífica. Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, la imagen se aclaró mucho. Hay que recordar que el magma más primario (no alterado) se origina en el manto superior y que el manto es esencialmente sólido, no roca fundida. La conexión básica entre la tectónica de placas y el vulcanismo es que los movimientos de las placas proporcionan los mecanismos por los que las rocas del manto se funden y generan magmas.

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Fig. 25. Tres zonas de vulcanismo. Dos de estas zonas son límites de placa, y la tercera es intraplaca.

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Continuación de figura 25.

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Clasificación de minerales y rocas

1. Átomos, elementos y minerales

Los minerales son elementos químicos sólidos y simples, cuya presencia e intervención es imprescindible para la actividad de las células. Son sustancias inorgánicas que poseen una disposición ordenada de átomos de los elementos por los que está compuesto. Minerales y rocas Estos son cuerpos de materia sólida del suelo que pueden aparecer de formas muy diversas, ya sea de forma aislada o como componentes fundamentales de las Rocas. Se pueden estudiar los minerales a partir de las distintas propiedades que presentan, como la dureza, geometría (en cristales), composición química, densidad. La mayor parte de los objetos que usamos en nuestra vida cotidiana proceden de uno o varios minerales. Los minerales aparecen con una amplia variedad de colores y estructuras, incluyendo tipos tan diversos como la obsidiana negra vítrea, el jaspe joya, los diamantes claros y duros y el talco blando y blanquecino. Los minerales son la fuente de los metales valiosos, extraídos como menas. Entre los minerales se encuentran algunos con estructuras internas que siguen patrones geométricos, se les denomina cristales. Por su brillo, color y propiedades algunos son considerados como piedras preciosas. Por su parte, una roca es cualquier agregado mineral formado de modo natural. Los minerales que constituyen la corteza terrestre se han formado a partir de los elementos químicos que originaron el planeta. Los minerales pueden aparecer en la naturaleza sin una forma definida (amorfos). Entre ellos también existen como:

Rocas de la corteza terrestre

Rocas sedimentarias y metamórficas

Minerales y sales Estos son elementos químicos imprescindibles para el normal funcionamiento metabólico. El agua circula entre los distintos compartimentos corporales llevando electrolitos, que son partículas minerales en

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solución. Tanto los cambios internos como el equilibrio acuoso dependen de su concentración y distribución.

Fig. 26. Minerales de la corteza terrestre.

Los minerales se pueden dividir acorde a la necesidad que el organismo tiene de ellos: Los Macrominerales, también llamados minerales mayores, son necesarios en cantidades mayores de 100 mg por día. Entre ellos, los más importantes que podemos mencionar son: Sodio, Potasio, Calcio, Fósforo, Magnesio y Azufre. Los Microminerales, también llamados minerales pequeños, son necesarios en cantidades muy pequeñas, obviamente menores que los macrominerales. Los más importantes para tener en cuenta son: Cobre, Yodo, Hierro, Manganeso, Cromo, Cobalto, Zinc y Selenio. Propiedades físicas de los minerales:

Sensoriales Físico-químicas Mecánicas Tecnológicas Ecológicas Calor Transparencia Dureza Fusibilidad Toxicidad

Textura Oxidación Tenacidad Fragilidad

Ductibilidad Reciclabilidad

Brillo Conductividad eléctrica Elasticidad Plasticidad

Maleabilidad Biodegradabilidad

Conductividad térmica Resistencia mecánica

Por sus propiedades físicas, ópticas, eléctricas y magnéticas y por su composición química, aunque este último no es el método habitual, ya la mayoría pueden ser identificados mediante observación espectroscópica e incluso visual. Aun así, el análisis químico es la única forma de identificar con exactitud la naturaleza de un mineral.

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Dureza de un mineral La dureza de los minerales es la capacidad de una sustancia sólida para resistir deformación o abrasión de su superficie. Se aplican varias interpretaciones al término en función de su uso. La dureza está relacionada con la solidez, la durabilidad y la resistencia de sustancias sólidas, y, en sentido amplio, este término suele extenderse para incluir todas estas propiedades. La dureza relativa de los minerales se determina gracias a la escala de dureza de Mohs, nombre del mineralogista alemán Friedrich Mohs que la ideó. Clasificación de los metales En mineralogía, la dureza se define como la resistencia al rayado de la superficie lisa de un mineral. Una superficie blanda se raya con más facilidad que una dura; de esta forma un mineral duro, como el diamante, rayará uno blando, como el grafito, mientras que la situación inversa nunca se producirá. En la escala de Mohs es hasta, diez minerales comunes están clasificados en orden de creciente dureza recibiendo un índice:

1. Talco 2. Yeso 3. Calcita 4. Fluorita 5. Apatito 6. Ortosa (feldespato) 7. Cuarzo 8. Topacio 9. Corindón 10. Diamante

La dureza de una muestra se obtiene determinando qué mineral de la escala de Mohs lo raya. Así, la galena, que tiene una dureza de 2.5, puede rayar el yeso y es rayado por la calcita.

2. Vulcanismo y rocas extrusivas

Tipos y estructura de los volcanes La forma y la estructura interna de los volcanes es variable. Algunos de ellos pueden estar formados íntegramente por coladas de lava, mientras otros lo están por materiales piroclásticos y un tercer grupo presenta ambos materiales. La forma externa de un volcán puede variar desde un alto cono de paredes más o menos empinadas a conos muy chatos, cuya base se extiende sobre centenares de kilómetros cuadrados (volcanes en escudo). Otro formato posible puede ser extensas fisuras que derraman lava a lo largo de centenares de kilómetros, y son las responsables de la erupción actual de extensos campos de lava en Islandia, como así también de otros más antiguos como los del Dekkan en la India o los del Paraná en Brasil-Paraguay y Argentina, que cubren miles de kilómetros cuadrados. Se denomina guyots a los volcanes aislados que desde miles de metros de profundidad en el fondo oceánico se elevan hasta la superficie, donde su cima aplanada es evidencia del efecto erosivo de las olas.

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Tipos de erupciones

No todas las erupciones son iguales, un mismo volcán puede incluso variar las características de sus erupciones con el tiempo. Algunas están caracterizadas por la emisión explosiva de grandes cantidades de fragmentos de mayor o menor tamaño y otras son tales que el material fundido se derrama del cráter en forma tranquila. Algunas erupciones pueden ser tan violentas como para destruir al mismo volcán en el que se originan. En algunos casos el volcán, al entrar en actividad, debe "empujar" hacia afuera todo un tapón de roca solidificada que obtura el cráter. Las efusiones lávicas pueden desplazarse por enormes distancias, a veces a gran velocidad, habiéndose medido valores de hasta 50 km/hora. Las variaciones en el tipo de erupción son consecuencia principal de la composición química de la lava (magmas más pobres en sílice dan lavas más fluidas) y de la cantidad de fluidos presentes (magmas pobres en fluidos dan lavas más viscosas).

Rocas ígneas. Se forman por el enfriamiento y la solidificación de materia rocosa fundida, el magma. Según las condiciones bajo las que el magma se enfríe, las rocas que resultan pueden tener granulado grueso o fino. Se subdividen en dos grandes grupos: plutónicas o intrusitas o volcánicas o extrusivas.

Rocas extrusivas

Se dice que las rocas son extrusivas o efusivas si se derraman sobre la superficie terrestre antes de solidificar completamente. El material extruído, denominado lava, puede perder los gases en forma lenta o brusca. Si la expansión de las pequeñas burbujas es muy brusca, se produce una explosión que puede fragmentar la roca en diminutas partículas de material vítreo (trizas) que se mezclan con los vapores de agua y los gases para dar las nubes ardientes, una de las formas de erupción más peligrosas para los asentamientos urbanos que puedan existir en el área de influencia. Los orificios de la superficie terrestre, por donde la lava sale al exterior, reciben el nombre de cráteres. Los volcanes son el edificio construido por los materiales ígneos y en cuyo centro generalmente se ubica el cráter. Hay cráteres que semejan lagos de roca fundida que cubren la superficie sin apenas sobresalir del terreno; otros por el contrario se ubican en la cima de conos de varios miles de metros de altura.

3. Actividad intrusiva y origen de las rocas ígneas

Rocas intrusivas

Las rocas intrusivas tienen como característica el haber cristalizado en las profundidades de la corteza terrestre (desde kilómetros a decenas de kilómetros de profundidad). Como el calor se fue disipando lentamente durante el proceso de cristalización, los cristales individuales pudieron alcanzar gran tamaño (habitualmente varios milímetros y hasta algunos centímetros). Texturas y estructuras de las rocas intrusivas Las texturas representativas de las rocas intrusivas son aquellas caracterizadas por la presencia de cristales distinguibles a ojo desnudo. Cuando los tamaños de los cristales de los distintos minerales son aproximadamente similares (equidimensionales) se habla de una textura granosa, típica por ejemplo del granito y el gabro. Los cuerpos de rocas intrusivas, llamados plutonicas, pueden adquirir diversas formas, a veces influenciadas por la estructura de las rocas que atraviesan. Se denominan batolitos a los cuerpos de roca más extensos (de dimensiones de decenas o centenas de kilómetros de ancho y largo) cristalizados a gran profundidad en las raíces de las cadenas de montañas. Estos batolitos sólo son reconocidos cuando la erosión se ha encargado de eliminar toda la cubierta de rocas sedimentarias, volcánicas y metamórficas

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que los cubría. Se denominan lacolitos a los cuerpos de roca más pequeños, que se insertan en forma de lente entre los paquetes de estratos.

Pegmatitas

El término pegmatita refiere a una textura, como ya hemos visto, pero también a la roca que presenta esa textura. En general las pegmatitas están asociadas a magmas ricos en sustancias volátiles y su importancia radica en que en ellas se desarrollan cristales de minerales ricos en algunos de los elementos químicos menos abundantes en la naturaleza. Los fluidos del magma, que contienen principalmente vapor de agua, boro, cloro, flúor, tungsteno, estaño, litio, etc. dan lugar a minerales poco comunes como berilio, fluorita, apatita, wolframita, espodumeno y otros, que se asocian al cuarzo, los feldespatos y las micas más frecuentes.

Los xenolitos

Reciben el nombre de xenolitos los fragmentos de la roca de caja (roca que se aloja el magma) que son incorporados al magma sin fundirse totalmente, y que luego quedan como testigos del proceso intrusivo en la roca cristalizada. Los xenolitos pueden variar en su tamaño desde unos milímetros hasta decenas de metros. La presencia de xenolítos permite obtener información acerca del tipo de roca presente en profundidad (la roca de caja), la que puede no ser accesible por otros medios, pero que ha sido transportada hacia niveles más altos de la corteza terrestre por el magma ascendente. El efecto del enfriamiento sobre las texturas de las rocas es bastante directo. El enfriamiento lento promueve el crecimiento de grandes cristales, mientras que el enfriamiento rápido tiende a generar cristales más pequeños. Consideraremos los otros dos factores que afectan al crecimiento del cristal conforme examinemos los principales tipos de textura. Textura afanítica (de grano fino). Las rocas ígneas, que se forman en la superficie o como masas pequeñas dentro de la corteza superior donde el enfriamiento es relativamente rápido, poseen una estructura de grano muy fino denominada afanítica (a = no; phaner = visible). Por definición, los cristales que constituyen las rocas afaníticas son demasiado pequeños para que los minerales individuales se distingan a simple vista (Figura 27A). Dado que la identificación del mineral no es posible, normalmente caracterizamos las rocas de grano fino por su color claro, intermedio u oscuro. Utilizando esta clasificación, las rocas afaníticas de color claro son las que contienen fundamentalmente silicatos no ferromagnesianos y de color claro, y así sucesivamente. En muchas rocas afaníticas se pueden observar los huecos dejados por las burbujas de gas que escapan conforme se solidifica el magma. Esas aberturas esféricas o alargadas se denominan vesículas y son más abundantes en la parte superior de las coladas de lava. Es en la zona superior de una colada de lava donde el enfriamiento se produce lo bastante deprisa como par «congelar» la lava, conservando así las aberturas producidas por las burbujas de gas en expansión. Textura fanerítica (de grano grueso). Cuando grandes masas de magma se solidifican lentamente bastante por debajo de la superficie, forman las rocas ígneas que muestran una estructura de grano grueso denominada fanerítica. Estas rocas de grano grueso consisten en una masa de cristales intercrecidos que son aproximadamente del mismo tamaño y lo suficientemente grandes como para que los minerales

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individuales puedan identificarse sin la ayuda de un microscopio (Figura 27B). (Los geólogos suelen utilizar una lupa que les ayuda a identificar los minerales de grano grueso.) Dado que las rocas faneríticas se forman en el interior de la corteza terrestre, su afloramiento en la superficie de la Tierra sólo ocurre después de que la erosión elimina el recubrimiento de rocas que una vez rodearon la cámara magmática. Textura porfídica. Una gran masa de magma localizada profundamente puede necesitar de decenas a centenares de miles de años para solidificar. Dado que los diferentes minerales cristalizan a temperaturas diferentes (así como a velocidades diferentes) es posible que algunos cristales se hagan bastante grandes mientras que otros estén empezando a formarse. Si el magma que contiene algunos cristales grandes cambia de condiciones (por ejemplo, saliendo a la superficie) la porción líquida restante de la lava se enfriará relativamente rápido. Se dice que la roca resultante, que tiene grandes cristales incrustados en una matriz de cristales más pequeños, tiene una textura porfídica (Figura 27C). Los grandes cristales que hay en una roca de este tipo se denominan fenocristales (pheno = mostrar; cristal = cristal), mientras que la matriz de cristales más pequeños se denomina pasta. Una roca con una textura de este tipo se conoce como pórfido. Textura vítrea. Durante algunas erupciones volcánicas la roca fundida es expulsada hacia la atmósfera donde se enfría rápidamente. Este enfriamiento rápido puede generar rocas que tienen una textura vítrea. Como indicamos antes, el vidrio se produce cuando los iones desordenados se «congelan» antes de poder unirse en una estructura cristalina ordenada. La obsidiana, un tipo común de vidrio natural, es de aspecto similar a una pieza oscura de vidrio corriente o manufacturado (Figura 27D).

Figura 27 Texturas de las rocas ígneas. A. Afanítica (grano fino). B. Fanerítica (grano grueso). C. Porfídica (granos grandes rodeados por una matriz). D. Vítrea (enfriamiento demasiado rápido para formar cristales). (Fotos de E. J. Tarbuck.)

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4. Meteorización y suelos

Se denomina así en las ciencias de la Tierra y de la vida, a la parte superficial de la corteza terrestre, biológicamente activa, que tiende a desarrollarse en la superficie de las rocas emergidas por la influencia de la intemperie y de los seres vivos.

Etapas de su formación

De un modo simplificado puede decirse que las etapas implicadas en su formación son las siguientes:

Disgregación mecánica de las rocas.

Meteorización química de los materiales regolíticos, liberados.

Instalación de los seres vivos (microorganismos, líquenes, musgos, etc.) sobre ese substrato inorgánico. Esta es la fase más significativa ya que, con sus procesos vitales y metabólicos, continúan la meteorización de los minerales, iniciada por mecanismos inorgánicos. Además, los restos vegetales y animales a través de la fermentación y la putrefacción enriquecen ese sustrato.

Mezcla de todos estos elementos entre sí, y con agua y aire intersticiales.

5. Sedimentos y rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias son rocas que se forman por acumulación de sedimentos que, sometidos a procesos físicos y químicos (diagénesis), dan lugar a materiales más o menos consolidados de cierta consistencia. Pueden formarse a las orillas de los ríos, en el fondo de barrancos, valles, lagos, mares, y en las desembocaduras de los ríos. Se hallan dispuestas formando capas o estratos. Cubren más del 75 % de la superficie terrestre, formando una cobertura sedimentaria sobre un zócalo formado por rocas Ígneas y, en menor medida, Metamórficas. Sin embargo, su volumen total es pequeño cuando se comparan sobre todo con las rocas ígneas, que no sólo forman la mayor parte de la corteza, sino la totalidad del manto. Características Las rocas sedimentarias se caracterizan por dos rasgos esenciales: Presentan una estructura estratificada, con capas producidas por el carácter a la vez progresivo y discontinuo del proceso de sedimentación. Se llaman estratos a esas capas. Contienen generalmente fósiles, cuando no están directamente formadas por fósiles. Los procesos magmáticos destruyen los restos de los seres vivos, lo mismo que los procesos metamórficos, salvo los más suaves. Además, las rocas sedimentarias suelen ser más o menos permeables, sobre todo las Detríticas, lo que favorece la circulación o depósito de agua subterránea y otros fluidos, como los hidrocarburos.

6. Metamorfismo, rocas metamórficas y rocas hidrotermales

Rocas Metamórficas: Rocas, cuya composición y textura originales han sido alteradas por calor y presión. El metamorfismo nunca implica la fusión de la [[roca] madre]] y se da indistintamente en rocas ígneas,

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rocas sedimentarias u otras rocas metamórficas, cuando éstas quedan sometidas a altas presiones (de alrededor de 1.500 bar (unidad de presión), altas temperaturas (entre 150 y 200 °C) o a un fluido activo (que provoca los cambios en la composición de la roca, aportando nuevas sustancias a ésta).

Fig. 28. Rocas metamórficas.

Figura 29. Ilustración del gradiente geotérmico y su papel en el metamorfismo. Obsérvese cómo el gradiente geotérmico disminuye por la subducción de la litosfera oceánica comparativamente fría. Por el contrario, el calentamiento térmico es evidente cuando el magma intruye en la corteza superior.

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Clasificación Las rocas metamórficas se clasifican según sus propiedades físico-químicas y mineralógicas El origen de la roca original o protolito (ígneo o sedimentario), Sus características textuales, estructurales o de fábrica son de dos tipos, foliadas y no foliada.

Tipos de Metamorfismo Hay algunos ambientes en los que se produce metamorfismo. La mayoría se encuentra en las proximidades de los límites de placa y muchos se asocian con la actividad ígnea. Consideraremos los siguientes tipos de metamorfismo: (1) metamorfismo térmico o de contacto; (2) metamorfismo hidrotermal; (3) metamorfismo regional.

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Con la excepción del metamorfismo de impacto, hay coincidencias considerables entre los demás tipos de metamorfismo. Recordemos que el metamorfismo regional se produce donde colisionan las placas litosféricas para generar montañas. Aquí se pliegan y se fracturan grandes segmentos de la corteza terrestre mientras el magma que asciende del manto intruye en ellos. Por tanto, las rocas que se deforman y se metamorfizan en una zona de metamorfismo regional exhiben rasgos metamórficos comunes a otros tipos de metamorfismo. Metamorfismo térmico o de contacto El metamorfismo térmico o de contacto se produce como consecuencia del aumento de la temperatura cuando un magma invade una roca caja. En este caso se forma una zona de alteración denominada aureola (aureolus = halo dorado) en la roca que rodea el cuerpo magmático (Figura 30). Las intrusiones pequeñas, como diques delgados y sills, tienen aureolas de tan sólo unos pocos centímetros de grosor. Por el contrario, los cuerpos magmáticos que forman los batolitos masivos pueden crear aureolas metamórficas que se extienden a lo largo de varios kilómetros. Además del tamaño del cuerpo magmático, la composición mineral de la roca huésped y la disponibilidad de agua afectan en gran medida al tamaño de la aureola. En rocas químicamente activas, como las calizas, la zona de alteración puede tener 10 kilómetros de grosor. Estas grandes aureolas suelen tener distintas zonas metamórficas. Cerca del cuerpo magmático, se pueden formar minerales de temperatura elevada como el granate, mientras que los minerales de grado bajo como la clorita se forman en lugares más alejados. El metamorfismo de contacto se reconoce fácilmente sólo cuando se produce en la superficie o en un ambiente próximo a la superficie, donde el contraste de temperaturas entre el magma y la roca caja es grande. Durante el metamorfismo de contacto los minerales de arcilla se calientan como si estuvieran colocados en un horno, y pueden generar una roca muy dura y de grano fino. Dado que las presiones dirigidas no son un factor fundamental para la formación de estas rocas, generalmente no tienen foliación. El nombre aplicado a la amplia variedad de rocas metamórficas compactas y no foliadas formadas durante el metamorfismo de contacto es el de corneanas (hornfels). Metamorfismo hidrotermal Una alteración química llamada metamorfismo hidrotermal ocurre cuando los fluidos calientes, ricos en iones circulan a través de las fisuras y las fracturas que se desarrollan en la roca. Este tipo de metamorfismo está estrechamente relacionado con la actividad ígnea, ya que proporciona el calor necesario para hacer circular estas soluciones ricas en iones. Por tanto, el metamorfismo hidrotermal suele producirse en regiones en las que hay grandes plutones. Conforme estos grandes cuerpos magmáticos se enfrían y se solidifican, se expulsan los iones que no se incorporan a las estructuras cristalinas de los silicatos recién formados, así como los volátiles restantes (agua). Estos fluidos ricos en iones se denominan soluciones (solut = disolver) hidrotermales (hydra = agua; therm = calor). Además de alterar químicamente la roca caja, los iones de las disoluciones hidrotermales a veces precipitan y forman una variedad de depósitos minerales económicamente importantes.

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Fig. 30 El metamorfismo de contacto produce una zona de alteración denominada aureola alrededor de un cuerpo ígneo intrusivo.

Si estas rocas caja son permeables, como sucede con las rocas carbonatadas como la caliza, estos fluidos pueden extender la aureola varios kilómetros. Además, estas soluciones ricas en silicatos pueden reaccionar con los carbonatos y producir una variedad de minerales silicatados ricos en calcio que forman una roca llamada skarn. Recordemos que el proceso metamórfico que altera la composición química general de una unidad rocosa se denomina metasomatismo. Conforme aumentaba nuestro conocimiento de la tectónica de placas, era cada vez más claro que la mayor incidencia del metamorfismo hidrotermal tiene lugar a lo largo de las dorsales centrooceánicas. Aquí, a medida que las placas se separan, el magma que aflora procedente del manto genera nuevo fondo oceánico. Cuando el agua percola a través de la corteza oceánica joven y caliente, se calienta y reacciona químicamente con las rocas basálticas recién formadas (Figura 31). El resultado es la conversión en los minerales ferromagnesianos, como el olivino y el piroxeno, en silicatos hidratados, como la serpentina, la clorita y el talco. Además, las plagioclasas ricas en calcio del basalto se van enriqueciendo cada vez más en sodio a medida que la sal (NaCl) del agua marina intercambia iones sodio por iones calcio. También se disuelven de la corteza recién formada grandes cantidades de metales, como hierro, cobalto, níquel, plata, oro y cobre. Estos fluidos calientes y ricos en metales acaban ascendiendo a lo largo de las fracturas y brotan del suelo oceánico a temperaturas de alrededor de 350 °C, generando nubes llenas de partículas denominadas fumarolas oceánicas. Al mezclarse con el agua marina fría, los sulfuros y los carbonatados que contienen estos metales pesados precipitan y forman depósitos metálicos, algunos de los cuales tienen valor económico. Se cree que éste es el origen de los yacimientos de cobre que hoy se explotan en la isla de Chipre.

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Fig. 31 Metamorfismo hidrotermal a lo largo de una dorsal centrooceánica.

Metamorfismo regional La mayoría de rocas metamórficas se forman durante el metamorfismo regional asociado con la formación de montañas. Durante esos acontecimientos dinámicos, se deforman intensamente grandes segmentos de la corteza terrestre a lo largo de los bordes de placa convergentes (Figura 32). Esta actividad suele tener lugar cuando la litosfera oceánica es subducida y produce arcos insulares o arcos volcánicos continentales y durante las colisiones continentales. El metamorfismo asociado con las colisiones continentales implica la convergencia de un límite de placa activo con un límite continental pasivo, como se muestra en la Figura 32. En general, este tipo de colisiones provoca la deformación intensa de grandes segmentos de la corteza terrestre por las fuerzas compresionales asociadas con el movimiento convergente de las placas. Los sedimentos y las rocas de la corteza que forman los límites de los bloques continentales que colisionan se pliegan y se fracturan, haciendo que estos bloques se acorten y se engrosen como una alfombra arrugada (Figura 32). En este suceso suelen intervenir las rocas cristalinas del basamento continental, así como las partes de la corteza oceánica que antes formaban el fondo de una cuenca oceánica. El engrosamiento general de la corteza se traduce en un ascenso ligero en el que las rocas deformadas se elevan por encima del nivel del mar y forman terreno montañoso. Del mismo modo, el engrosamiento de la corteza tiene como consecuencia el enterramiento profundo de grandes cantidades de roca, ya que los bloques de corteza se colocan los unos debajo de los otros. Aquí, en las raíces de las montañas, las temperaturas elevadas provocadas por el enterramiento profundo son las responsables de la actividad metamórfica más productiva e intensa en el interior de un cinturón montañoso. A menudo, estas rocas enterradas en las profundidades se calientan hasta el punto de fusión. Como consecuencia, se acumula magma hasta formar cuerpos suficientemente grandes como para ascender e intruir las rocas metamórficas y sedimentarias suprayacentes (Figura 32). Por consiguiente, los núcleos de muchas cordilleras montañosas están formados por rocas metamórficas plegadas y fracturadas entrelazadas con

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cuerpos ígneos. Con el tiempo, esas masas rocosas deformadas son elevadas, la erosión elimina el material suprayacente para dejar expuestas las rocas ígneas y metamórficas que comprenden el núcleo central de una cordillera montañosa.

Figura 32 El metamorfismo regional se produce cuando las rocas son comprimidas entre dos placas convergentes

durante la formación de montañas.

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Aprovechamiento de los recursos del interior

y exterior de la Tierra

1. Recursos geológicos

La geosfera proporciona gran cantidad de recursos a partir de procesos como el vulcanismo, el metamorfismo, etc.

Denominamos recursos geológicos a todos aquellos recursos naturales que el hombre extrae directamente de la Tierra. Estos pueden tener utilidad como minerales o como rocas. La utilización de estos recursos tiene una doble finalidad:

Obtener energía, debido a la gran demanda de la sociedad. A los recursos de los que se obtiene energía se les denomina recursos energéticos. En este grupo están los combustibles fósiles (carbón, petróleo y gas natural), minerales radioactivos y la energía geotérmica (calor del interior terrestre).

Producción de bienes. Aquí se encuentran los recursos minerales y rocas de interés.

2. Usos energéticos

a) Petróleo y gas natural

El petróleo es un líquido formado por una mezcla de hidrocarburos. En las refinerías se separan del petróleo distintos componentes como gasolina, gasoil, fueloil y asfaltos, que son usados como combustibles. También se separan otros productos de los que se obtienen plásticos, fertilizantes, pinturas, pesticidas, medicinas y fibras sintéticas.

El gas natural está formado por un pequeño grupo de hidrocarburos: fundamentalmente metano con una pequeña cantidad de propano y butano. El propano y el butano se separan del metano y se usan como combustible para cocinar y calentar, distribuidos en bombonas. El metano se usa como combustible tanto en viviendas como en industrias y como materia prima para obtener diferentes compuestos en la industria química orgánica. El metano se distribuye normalmente por conducciones de gas a presión (gaseoductos).

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En 1990 se obtenía del petróleo el 38.6 % de la energía comercial del mundo, aunque unos años antes, en 1974 llegó a representar el 47.4 %, antes de la crisis planteada por la OPEP. Ese mismo año la proporción de energía comercial suministrada por el gas natural fue de un 21.6 % y desde la crisis del petróleo de 1973 ha ido aumentando ligeramente la proporción en la que se consume.

Formación

El petróleo y el gas natural se forman cuando grandes cantidades de microorganismos acuáticos mueren y son enterrados entre los sedimentos del fondo de estuarios y pantanos, en un ambiente muy pobre en oxígeno. Cuando estos sedimentos son cubiertos por otros que van formando estratos rocosos que los recubren, aumenta la presión y la temperatura y, en un proceso poco conocido, se forman el petróleo y el gas natural. Este último se forma en mayor cantidad cuando las temperaturas de formación son más altas.

El petróleo y el gas, al ser menos densos que la roca, tienden a ascender hasta quedar atrapados debajo de rocas impermeables, formando grandes depósitos. La mayor parte de estos combustibles se encuentran en rocas de unos 200 millones de años de antigüedad como máximo.

b) Carbono

Carbón. Roca color castaño a negro, combustible y cuyo origen proviene de la acumulación y alteración fisicoquímica de materia vegetal. Las acumulaciones originales de la vegetación (primordialmente plantas leñosas), por lo general en pantanos o en un ambiente húmedo reductor, dieron por resultado la formación de turba, sustancia precursora del carbón. La turba se convierte en carbón después de quedar sepultada y sujeta a procesos geológicos subsecuentes que comprenden un incremento de la presión y la temperatura, los cuales en forma progresiva comprimieron y endurecieron y fueron alterando a la materia a través de una serie de variedades carbonosas hasta llegar al extremo de convertirla en grafito o un material de tipo grafitico. En la terminología usada en Estados Unidos las variedades que forman la serie de la carbonización son la lignítica (que incluye al carbón castaño, brown coal); la bituminosa (que comprende a los de alta, media y baja volatilidad) y el carbón antracítico (que incluye semiantracita, antracita y metaantracita o carbón grafitico).

c) Uranio

El uranio es una mezcla de tres isótopos: 234U, 235U y 238U.

Se cree que está localizado principalmente en la corteza terrestre, donde la concentración promedio es 4 partes por millón (ppm).

El contenido total en la corteza terrestre hasta la profundidad de 25 Km (15 mi) se calcula en 1017 Kg (2.2 x 1017 lb); los océanos pueden contener 1013 Kg (2.2 x 1013 lb) de uranio. Se conocen cientos de minerales que contienen uranio, pero sólo unos pocos son de interés comercial.

3. Minería

La minería es la obtención selectiva de los Minerales y otros materiales de la corteza terrestre. También se denomina así a la actividad económica primaria relacionada con la extracción de elementos de los cuales

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se puede obtener un beneficio económico. Dependiendo del tipo de material a extraer la minería se divide en metálica y no metálica. Historia La mina más antigua que se tiene constancia arqueológica es la "cueva agus", en Swazilandia (África). En este lugar, que de acuerdo con los experimentos realizados con la radiación del carbono 14 tiene una edad de 43.000 años, los hombres paloleiticos excavaban buscando Hematita, un mineral que contiene Hierro, con el que probablemente producían pigmentos de color Ocre. En varias regiones de Europa central, como en la República Checa, Eslovaquia y Hungría se han encontrado excavaciones de una antigüedad similar donde los Neandertales buscaban piedras Sílex para fabricar armas y herramientas. Otra excavación minera fue la mina de turquesa en la que trabajaban los antiguos egipcios en Uadi Maghara, en la Península del Sinaí. También se extraían turquesas en la América precolombina. En variadas locaciones a lo largo del continente se ha podido establecer que desde el Distrito Minero de Cerillos, en Nuevo México, donde se extrajo, usando herramientas de piedra, una masa de roca de 60 m de profundidad y 90 m de ancho; el vertedero de la mina cubre una superficie de 81.000 m², hasta en el cono sur; en los actuales territorios de Bolivia, Chile, Colombia, Ecuador, y Perú; en donde se tiene noticia que se explotaban yacimientos de minerales como el oro, cobre, hierro y Petróleo en emanaciones naturales o en cuevas con sus menas, en donde los Aborígenes extraían estos minerales a veces a cielo abierto, antes de que esta técnica se hiciera popular.

4. Recursos no-metálicos Los minerales no metálicos conforman la mayor parte de nuestro planeta, estos pueden encontrarse en tres estados de la materia a temperatura ambiente: sólido, líquido y gaseoso. Los minerales no metálicos sólidos pueden ser duros como el diamante o blandos como el azufre. Varían mucho en su apariencia, no son lustrosos y la temperatura requerida para fundirlos son más bajos que los de los metales (aunque el diamante, una forma de carbono, se funde a 3570 °C). Muchos minerales no metálicos se encuentran en todos los seres vivos: carbono, hidrógeno, oxígeno, nitrógeno, fósforo y azufre en cantidades importantes. Otros son oligoelementos (esto son minerales que el organismo requiere en cantidades extremadamente pequeñas - menos de 100 mg. diarios) como el flúor, el yodo, el arsénico, el magnesio, el sílice y el cromo.

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Interacción de la radiación solar con la Tierra

1. Atmósfera: capas, temperatura La atmósfera constituye la capa gaseosa de 10 000 kilómetros de espesor que rodea cualquier objeto celeste, como la Tierra, cuando éste posee un campo gravitatorio suficiente para impedir que escapen. Además de proteger el Planeta y proporcionar los gases que necesitan los seres vivos, determina el Tiempo y el Clima. Características La atmósfera es una capa gaseosa de aproximadamente 10.000 km de espesor que rodea la Litosfera e Hidrosfera. Está compuesta de gases y de partículas sólidas y líquidas en suspensión atraídas por la gravedad terrestre. En ella se producen todos los fenómenos climáticos y meteorológicos que afectan al planeta, regula la entrada y salida de energía de la Tierra y es el principal medio de transferencia del calor. Por compresión, el mayor porcentaje de la masa atmosférica se encuentra concentrado en los primeros kilómetros. Es así como el 50 % de ella se localiza bajo los 5 km, el 66 % bajo los 10 km y sobre los 60 km se encuentra sólo una milésima parte. La atmósfera presenta una composición uniforme en los primeros niveles y está estructurada en capas horizontales con características definidas. En la Tierra, la actual mezcla de gases se ha desarrollado a lo largo de 4.500 millones de años. La atmósfera primigenia debió estar compuesta únicamente de emanaciones volcánicas, es decir, una mezcla de vapor de agua, Dióxido de carbono, Dióxido de azufre y Nitrógeno, sin rastro apenas de Oxígeno. A lo largo de este tiempo, diversos procesos físicos, químicos y biológicos transformaron esa atmósfera primitiva hasta dejarla tal y como se conoce. Capas de la atmósfera Partes de la atmósfera Troposfera: Llega hasta un límite superior, tropopausa, situado a 9 km de altura en los polos y los 18 km en el ecuador. En ella se producen importantes movimientos verticales y horizontales de las masas de aire, vientos, y hay relativa abundancia de agua. Es la zona de las nubes y los fenómenos climáticos: lluvias, vientos, cambios de temperatura. Es la capa de más interés para la ecología. La temperatura va disminuyendo conforme se va subiendo, hasta llegar a -70 °C en su límite superior.

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Estratosfera: Comienza a partir de la tropopausa y llega hasta un límite superior, estratopausa, a 50 km de altitud. La temperatura cambia su tendencia y va aumentando hasta llegar a ser de alrededor de 0 °C en la estratopausa. Casi no hay movimiento en dirección vertical del aire, pero los vientos horizontales llegan a alcanzar frecuentemente los 200 km/h, lo que facilita el que cualquier sustancia que llega a la estratosfera se difunda por todo el globo con rapidez. En esta parte de la atmósfera, entre los 30 y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono, importante porque absorbe las dañinas radiaciones de onda corta. Mesosfera: Se extiende entre los 50 y 80 km de altura, contiene sólo cerca del 0,1 % de la masa total del aire. Es importante por la ionización y las reacciones químicas que ocurren en ella. La disminución de la temperatura combinada con la baja densidad del aire en la mesosfera se determina la formación de turbulencias y ondas atmosféricas que actúan a escalas espaciales y temporales muy grandes. La mesosfera es la región donde las naves espaciales que vuelven a la Tierra empiezan a notar la estructura de los vientos de fondo, y no sólo el freno aerodinámico. Ionosfera: Se extiende desde una altura de casi 80 km sobre la superficie terrestre hasta 640 km o más. A estas distancias, el aire está enrarecido en extremo. Cuando las partículas de la atmósfera experimentan una ionización por radiación ultravioleta, tienden a permanecer ionizadas debido a las mínimas colisiones que se producen entre los iones. La ionosfera tiene una gran influencia sobre la propagación de las señales de radio. Una parte de la energía radiada por un transmisor hacia la ionosfera es absorbida por el aire ionizado y otra es refractada, o desviada, de nuevo hacia la superficie de la Tierra. Este último efecto permite la recepción de señales de radio a distancias mucho mayores de lo que sería posible con ondas que viajan por la superficie terrestre. Exosfera: Es la región que se encuentra más allá de la ionosfera, se extiende hasta los 9.600 km, lo que constituye el límite exterior de la atmósfera. Magnetosfera: Es el espacio situado alrededor de la Tierra en el cual, el Campo magnético del planeta domina sobre el campo magnético del medio interplanetario. Los gases fundamentales que forman la atmósfera son:

Gases (en vol.)

Nitrógeno 78.084

Oxígeno 20.946

Argón 0.934

CO2 0.033

Otros gases de interés presentes en la atmósfera son el vapor de agua, el ozono y diferentes óxidos de nitrógeno, azufre, etc. También hay partículas de polvo en suspensión como: partículas inorgánicas, pequeños organismos o restos de ellos, cloruro de sodio, del mar. Muchas veces estas partículas pueden servir de núcleos de condensación en la formación de nieblas muy contaminantes.

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Los Volcanes y la actividad humana son responsables de la emisión a la atmósfera de diferentes gases y partículas contaminantes que tienen una gran influencia en los Cambios climáticos y en el funcionamiento de los ecosistemas. Los componentes de la atmósfera se encuentran concentrados cerca de la superficie, comprimidos por la atracción de la gravedad y, conforme aumenta la altura la densidad de la atmósfera disminuye con gran rapidez. En los 5,5 kilómetros más cercanos a la superficie se encuentra la mitad de la masa total y antes de los 15 kilómetros de altura está el 95 % de toda la materia atmosférica. La mezcla de gases que llamamos aire mantiene la proporción de sus distintos componentes casi invariable hasta los 80 km, aunque cada vez más enrarecido, menos denso, conforme vamos ascendiendo. A partir de los 80 km la composición se hace más variable.

2. Balance energético atmosférico El albedo de la Tierra, es decir su brillo: su capacidad de reflejar la energía, es de alrededor de un 0.3. Esto significa que alrededor de un 30 % de los 342 W·m-2 que se reciben (es decir algo más de 100 W·m-2) son devueltos al espacio por la reflexión de la Tierra. Se calcula que alrededor de la mitad de este albedo es causado por las nubes, aunque este valor es, lógicamente, muy variable, dependiendo del lugar y de otros factores.

Fig. 16. Balance energético terrestre.

El 70 % de la energía que llega, es decir uno 240 W·m-2 es absorbido. La absorción es mayor en las zonas ecuatoriales que en los polos y es mayor en la superficie de la Tierra que en la parte alta de la atmósfera. Estas diferencias originan fenómenos de convección y se equilibran gracias a transportes de calor por las corrientes atmosféricas y a fenómenos de vaporación y condensación. En definitiva, son responsables de la marcha del clima. Los diferentes gases y otros componentes de la atmósfera no absorben de igual forma los distintos tipos de radiaciones. Algunos gases, como el oxígeno y el nitrógeno son transparentes a casi todas las

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radiaciones, mientras que otros como el vapor de agua, dióxido de carbono, metano y óxidos de nitrógeno son transparentes a las radiaciones de corta longitud de onda (ultravioletas y visibles), mientras que absorben las radiaciones largas (infrarrojas). Esta diferencia es decisiva en la producción del efecto invernadero.

3. Estaciones, huracanes y temporales Son los períodos del año en los que las condiciones climáticas imperantes se mantienen en una determinada región, dentro de un cierto rango. Estos períodos duran aproximadamente tres meses y se denominan primavera, verano, otoño e invierno, estas características afectan a los seres vivos. En general, se habla de cuatro estaciones, aunque hay zonas de la Tierra donde sólo existen dos, la húmeda y la seca (zonas monzónicas). Descripción Dependiendo de la latitud y de la altura, los cambios meteorológicos a lo largo del año pueden ser mínimos, como en las zonas tropicales bajas, o máximos, como en las zonas de latitudes medias. En estas zonas se pueden distinguir periodos, que llamamos estaciones, con características más o menos parecidas, que afectan a los seres vivos. En general, se habla de cuatro estaciones: primavera, verano, otoño e invierno, aunque hay zonas de la Tierra donde sólo existen dos, la húmeda y la seca (zonas monzónicas).

Inicio H. norte H. sur Duración de los días Inclinación

20-21 marzo Primavera Otoño 92,9 0°

21-22 junio Verano Invierno 93,7 23,5° Norte

23-24 septiembre Otoño Primavera 89,6 0°

21-22 diciembre Invierno Verano 89,0 23,5° Sur

El Ciclón es un término meteorológico usado para referirse a un sistema de tormentas caracterizado por una circulación cerrada alrededor de un centro de baja presión y que produce fuertes vientos y abundante lluvia. Los ciclones tropicales extraen su energía de la condensación de aire húmedo, produciendo fuertes vientos. Se distinguen de otras tormentas ciclónicas, como las bajas polares, por el mecanismo de calor que las alimenta, que las convierte en sistemas tormentosos de "núcleo cálido". Dependiendo de su fuerza y localización, un ciclón tropical puede llamarse depresión tropical, tormenta tropical, huracán, tifón o simplemente ciclón. Origen del vocablo La palabra huracán proviene del vocabulario utilizado por los Caribes y otras tribus que habitaban el Caribe, Centro y América del Sur. El dios maya del mal tiempo se llamaba "Hunraken"; la tribu quechua le decía "Hurakan" al dios de truenos y rayos; los taínos llamaban al dios del mal "Juracán"; en una tribu haitiana, "huracán" significaba "espíritu malo"; los indios Galibi de las Guayanas Francesas y holandesas usaban la palabra "Hyroacan" para el diablo; y otras palabras que utilizaban los Caribes para huracán eran "Aracan", "Urican" y "Huiranvucan" que significan viento poderoso y viento fuerte.

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Características El huracán es un tipo de ciclón tropical, término genérico que se usa para cualquier fenómeno meteorológico que tiene vientos en forma de espiral y que se desplaza sobre la superficie terrestre. Generalmente corresponde a un centro de baja presión atmosférica y de temperatura más alta que la que hay inmediatamente alrededor. Tiene una circulación cerrada alrededor de un punto central. Rota en sentido contrario a las agujas del reloj en el Hemisferio Norte y en el sentido de las agujas del reloj en el Hemisferio Sur. El mismo fenómeno se denomina ciclón en el Océano Índico y en el Pacífico Sur, huracán en el Atlántico Occidental y el Pacífico Oriental y tifón en el Pacífico Occidental. Los huracanes y tifones son el mismo tipo de tormentas que los "ciclones tropicales" (el nombre local de las tormentas originadas en el Caribe y en la región del Mar de China, respectivamente). Los ciclones tropicales se clasifican de acuerdo a la velocidad de sus vientos:

Depresión tropical (bajo las 38 mph o los 65 km/h).

Tormenta tropical (entre las 38 y las 73 mph).

Huracán (sobre las 73 mph o 110 km/h).

4. El Niño y la Niña El Niño. Fenómeno que consiste en un calentamiento de las aguas del Pacífico que tiene lugar cada 2 a 7 años y que tiene una gran influencia en el comportamiento del clima en diversos lugares del mundo. Cambio en los patrones de movimiento de las corrientes marinas en la zona intertropical provocando, en consecuencia, una superposición de aguas cálidas procedentes de la zona del hemisferio norte inmediatamente al norte del Ecuador sobre las aguas de emersión muy frías que caracterizan la corriente de Humboldt; esta situación provoca estragos a escala zonal (en la zona intertropical) debido a las intensas lluvias, afectando principalmente a América del Sur, tanto en las costas atlánticas como en las del Pacífico.

Fig. 17. El fenómeno de El Niño.

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Ciclo de la corriente El Niño Cada cierto tiempo, en el Pacífico se produce un fenómeno que afecta a la circulación de masas de agua en el océano y la dinámica atmosférica, y causa alteraciones importantes en el clima a escala mundial. Este fenómeno se conoce como El Niño. Es una situación meteorológica especial que causa importantes alteraciones en la dinámica de la atmósfera y del océano. Se produce en el Océano Pacífico, y suele afectar a las costas occidentales de Sudamérica, donde provoca un cambio de clima radical: en zonas habitualmente desérticas o semidesérticas se producen copiosas precipitaciones que originan inundaciones y otras catástrofes. Pero, aunque se trata de un fenómeno localizado en esa zona, los cambios que provoca son tan importantes en el conjunto de la atmósfera que afectan a todo el planeta. Este fenómeno se repite con una periodicidad de tres a siete años, y afecta principalmente a las costas de Perú y Ecuador. Se ha observado que cuando se produce El Niño, en las aguas costeras de Perú la temperatura supera en 0,5 °C la media durante más de seis meses consecutivos. Causa de El Niño En condiciones normales, en el Pacífico soplan los llamados vientos alisios, desde la costa americana en dirección a la costa indo australiana. Estos vientos mueven el agua oceánica y hacen que, en las costas del Perú y Ecuador, se produzca el afloramiento de una corriente fría que favorece la pesca en la región. Normalmente, sobre estos dos países hay un anticiclón casi permanente, de forma que en sus costas el clima es más bien seco. En los períodos de El Niño, la circulación atmosférica cambia completamente y se debilitan mucho los alisios. No se produce, por tanto, el movimiento de las aguas y tampoco el afloramiento de agua fría en las costas. El agua en esta región empieza a calentarse. Aumenta la evaporación, y el aire caliente cargado de humedad que asciende causa las precipitaciones torrenciales características de este fenómeno. La Niña es un fenómeno de interacción océano-atmósfera que se caracteriza por la aparición de temperaturas oceánicas superficiales inusualmente bajas en el centro y este del Océano Pacífico ecuatorial. En el área indo australiana también cambia el clima. Se produce una etapa de sequía en lugares del sureste asiático donde las lluvias torrenciales son algo cotidiano y no causa desgracias. Esta sequía impide el cultivo del arroz, cereal que necesita un alto grado de humedad para crecer. Sin arroz, la población tiene muy poco que comer. El Niño causa también, en menor medida, alteraciones en otros puntos del planeta. Se ha comprobado que, tras uno de estos períodos, suelen producirse sequías en la región mediterránea. El fenómeno La Niña es la oposición al fenómeno El Niño. Las anomalías climáticas que se producen con La Niña no son tan notables como las que se observan durante El Niño. Durante este fenómeno se origina temperaturas más frías que las normales sobre el Océano Pacífico. Además, se favorecen entre otros los siguientes procesos:

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La corriente fría de Humboldt se desarrolla mejor sobre la costa sudamericana.

Aumenta la turgencia de agua fría frente a las costas peruanas con un gran contenido de nutrientes que favorecen el desarrollo de los peces y, por lo tanto, se incrementa la industria pesquera de la zona.

La acción combinada de los alisios de ambos hemisferios favorece la turgencia de aguas frías a lo largo de la línea del Ecuador, separando dos grandes lenguas de agua caliente tropicales a ambos lados de dicha línea.

Los vientos alisios incrementan su intensidad y provocan mayor transporte de agua caliente superficial hacia el oeste.

Se produce un importante calentamiento de la temperatura del agua de mar superficial cerca de la región insular-continental de Indonesia, favoreciendo el desarrollo de mayor nubosidad y el incremento de tormentas y lluvias en la región.

Se incrementan los ciclones tropicales del Caribe. En Latinoamérica se pueden destacar los siguientes efectos:

Disminución de las precipitaciones sobre el centro y el este de Argentina, Uruguay, sur de Brasil y Paraguay. Lo que contribuye para que disminuya el nivel de altura de los ríos y, en consecuencia, se reduzca la probabilidad de inundaciones importantes.

Aparición de áreas con déficit de precipitación en Cuba.

Aumento de las precipitaciones en el nordeste del continente americano.

Incremento de las precipitaciones en la región del altiplano y noroeste argentino.

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El agua como recurso no renovable

y el ciclo hidrológico

1. El ciclo hidrológico El Ciclo del agua, conocido también como ciclo hidrológico, es la secuencia de fenómenos por medio de los cuales el agua pasa de la superficie terrestre, en la fase de vapor, a la atmósfera y regresa en sus fases líquida y sólida. La transferencia de agua desde la superficie de la Tierra hacia la atmósfera, en forma de vapor de agua, se debe a la evaporación directa, a la transpiración por las plantas y animales y por sublimación (paso directo del agua sólida a vapor de agua). El agua de la Tierra (hidrosfera) se distribuye en tres reservorios principales: los océanos, los continentes y la atmósfera, entre los cuales existe una circulación continua, es decir, el ciclo del agua o ciclo hidrológico. El movimiento del agua en el ciclo hidrológico es mantenido por la energía radiante del sol y por la fuerza de gravedad. El ciclo hidrológico comienza con la evaporación del agua desde la superficie del océano. A medida que se eleva, el aire humedecido se enfría y el vapor se transforma en agua: es la condensación. Las gotas se juntan y forman una nube. Luego, caen por su propio peso: es la precipitación. Si en la atmósfera hace mucho frío, el agua cae como nieve o granizo. Si es más cálida, caerán gotas de lluvia. Una parte del agua que llega a la superficie terrestre será aprovechada por los seres vivos; otra escurrirá por el terreno hasta llegar a un río, un lago o el océano. A este fenómeno se le conoce como escorrentía. Otro porcentaje del agua se filtrará a través del suelo, formando capas de agua subterránea, conocidas como acuíferos. Este proceso es la percolación. Tarde o temprano, toda esta agua volverá nuevamente a la atmósfera, debido principalmente a la evaporación. Fases del ciclo hidrológico Los principales procesos implicados en el ciclo del agua son: Evaporación El agua se evapora en la superficie oceánica, sobre la superficie terrestre y también por los organismos, en el fenómeno de la transpiración en plantas y sudoración en animales.

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Los seres vivos, especialmente las plantas, contribuyen con un 10 % al agua que se incorpora a la atmósfera. En el mismo capítulo podemos situar la sublimación, cuantitativamente muy poco importante, que ocurre en la superficie helada de los glaciares o la banquisa. Condensación La condensación del agua en la atmósfera es un paso importante de su ciclo en la naturaleza, pues constituye un requisito previo para su regreso a las fuentes originales desde donde se evaporó. La condensación es el proceso que permite al agua atmosférica en estado de vapor pasar al estado líquido. Si el aire alcanza el punto de saturación, ya sea por disminución de la temperatura o por un aumento en el contenido de vapor de agua, hasta alcanzar el punto de rocío, no podrá, a partir de este momento recibir más vapor de agua en su seno. Si la temperatura sigue descendiendo por debajo del punto de rocío o se producen nuevos ingresos de vapor de agua, el aire se sobresatura y entonces se condensará el vapor de agua que exceda al punto de saturación. El proceso de condensación es favorecido por la presencia de los núcleos de condensación en la atmósfera. Estos son pequeñas partículas sólidas, de origen orgánico o inorgánico, alrededor de las cuales se va formando una película delgada de agua que va aumentando gradualmente hasta constituir una gota alrededor del núcleo. Los núcleos de condensación formados por partículas higroscópicas como el Cloruro de sodio son particularmente efectivos en este proceso. Dentro de las partículas que constituyen la condensación en la atmósfera se encuentran los granos pequeños de tierra y arena, la sal común desprendida de la espuma formada sobre los océanos, bacterias, esporas de hongos, virus, pelen, etcétera. Precipitación Cuando la condensación rebasa cierto valor y las partículas de agua en estado líquido o sólido alcanzan el peso requerido para vencer la fuerza de resistencia del aire y de sus movimientos verticales, éstas caen hacia la superficie terrestre atraídas por la fuerza de gravedad. A esta agua, en estado líquido o sólido, que proveniente del vapor de agua condensado en la atmósfera desciende hacia la superficie de la tierra, de las plantas, etcétera, es a lo que se llama precipitaciones atmosféricas. Las precipitaciones pueden ser sólidas y líquidas. Las precipitaciones sólidas son de varios tipos: nieve, cellisca, escarcha y granizo. Las precipitaciones líquidas, que en general denominamos lluvia, presentan varias subclasificaciones atendiendo a la intensidad, duración, tamaño de la gota y velocidad de caída: precipitación pluvial o lluvia propiamente dicha, aguacero y llovizna.

2. Aguas subterráneas y superficiales Aguas subterráneas El agua subterránea representa una fracción importante de la masa de agua presente en los continentes. Esta se aloja en los acuíferos bajo la superficie de la Tierra. El volumen del agua subterránea es mucho más

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importante que la masa de agua retenida en lagos o circulante, y aunque menor al de los mayores glaciares, las masas más extensas pueden alcanzar millones de km² (como el acuífero guaraní). El agua del subsuelo es un recurso importante y de este se abastece a una tercera parte de la población mundial, pero de difícil gestión, por su sensibilidad a la contaminación y a la sobreexplotación. Es una creencia común que el agua subterránea llena cavidades y circula por galerías. Sin embargo, no siempre es así, pues puede encontrarse ocupando los intersticios (poros y grietas) del suelo, del sustrato rocoso o del sedimento sin consolidar, los cuales la contienen como una esponja. La única excepción significativa, la ofrecen las rocas solubles como las calizas y los yesos, susceptibles de sufrir el proceso llamado karstificación, en el que el agua excava simas, cavernas y otras vías de circulación, modelo que más se ajusta a la creencia popular. Aguas superficiales Aguas superficiales son aquellas que circulan sobre la superficie del suelo. Esta se produce por la escorrentía generada a partir de las precipitaciones o por el afloramiento de aguas subterráneas. Pueden presentarse en forma correntosa, como en el caso de corrientes, ríos y arroyos, o quietas si se trata de lagos, reservorios, embalses, lagunas, humedales, estuarios, océanos y mares. Para propósitos regulatorios, suele definirse al agua superficial como toda agua abierta a la atmósfera y sujeta a escorrentía superficial. Una vez producida, el agua superficial sigue el camino que le ofrece menor resistencia. Una serie de arroyos, riachuelos, corrientes y ríos llevan el agua desde áreas con pendiente descendente hacia un curso de agua principal.

3. Manejo y distribución de los sistemas hídricos Tema para investigar.

4. Conservación del recurso hídrico Tema para investigar.

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Calentamiento global y cambio climático

1. Efecto invernadero Fenómeno por el cual determinados gases, que son componentes de la Atmósfera planetaria, retienen parte de la Energía que el Suelo emite por haber sido calentado por la Radiación solar. Afecta a todos los cuerpos planetarios dotados de atmósfera. De acuerdo con la mayoría de la comunidad científica, el efecto invernadero se está viendo acentuado en el Planeta Tierra por la emisión de ciertos gases, como el Dióxido de carbono y el Metano, debido a la actividad humana. En pequeñas concentraciones, los gases de invernadero son vitales para la supervivencia. Cuando la luz solar llega a la Tierra, un poco de esta energía se refleja en las nubes; el resto atraviesa la atmósfera y llega al suelo. Gracias a esta energía, por ejemplo, las plantas pueden crecer y desarrollarse. Pero no toda la energía del Sol es aprovechada en la Tierra; una parte es devuelta al espacio. Como la Tierra es mucho más fría que el Sol, no puede devolver la energía en forma de luz y calor. Por eso la envía de una manera diferente, llamada "infrarroja". Un ejemplo de energía infrarroja es el calor que emana de una estufa eléctrica antes de que las barras comiencen a ponerse rojas. Los gases de invernadero absorben esta energía infrarroja como una esponja, calentando tanto la superficie de la Tierra como el aire que la rodea. Si no existieran los gases de invernadero, el planeta sería, cerca de 30 grados más frío de lo que es ahora. En esas condiciones, probablemente la vida nunca hubiera podido desarrollarse. Esto es lo que sucede, por ejemplo, en Marte. En el pasado, la Tierra pasó diversos periodos glaciales. En la actualidad quedan pocas zonas cubiertas de hielo. Pero la temperatura mediana actual es solo 4 °C superior a la del último periodo glacial, hace 18000 años. Marte tiene casi el mismo tamaño de la Tierra, y está a una distancia del Sol muy similar, pero es tan frío que no existe agua líquida (sólo hay hielo), ni se ha descubierto vida de ningún tipo. Esto es porque su atmósfera es mucho más delgada y casi no tiene gases de invernadero. Por otro lado, Venus tiene una atmósfera muy espesa, compuesta casi en su totalidad por gases de invernadero. ¿El resultado? Su superficie es 500 °C más caliente de lo que sería sin esos gases. Por lo tanto, es una suerte que el planeta Tierra tenga la cantidad apropiada de gases de invernadero.

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El efecto de calentamiento que producen los gases se llama efecto invernadero: la energía del Sol queda atrapada por los gases, del mismo modo en que el calor queda atrapado detrás de los vidrios de un invernadero. En el Sol se producen una serie de reacciones nucleares que tienen como consecuencia la emisión de cantidades enormes de energía. Una parte muy pequeña de esta energía llega a la Tierra, y participa en una serie de procesos físicos y químicos esenciales para la vida. Prácticamente toda la energía que llega del Sol está constituida por radiación infrarroja, ultravioleta y luz visible. Mientras que la atmósfera absorbe la radiación infrarroja y ultravioleta, la luz visible llega a la superficie de la Tierra. Una parte muy pequeña de esta energía que nos llega en forma de luz visible es utilizada por las plantas verdes para producir hidratos de carbono, en un proceso químico conocido con el nombre de fotosíntesis. En este proceso, las plantas utilizan anhídrido carbónico y luz para producir hidratos de carbono (nuevos alimentos) y oxígeno. En consecuencia, las plantas verdes juegan un papel fundamental para la vida, ya que no sólo son la base de cualquier cadena alimenticia, al ser generadoras de alimentos, sino que, además, constituyen el único aporte de oxígeno a la atmósfera. En la fotosíntesis participa únicamente una cantidad muy pequeña de la energía que llega en forma de luz visible. El resto de esta energía es absorbida por la superficie de la Tierra que, a su vez, emite gran parte de ella como radiación infrarroja. Esta radiación infrarroja es absorbida por algunos de los componentes de la atmósfera (los mismos que absorben la radiación infrarroja que proviene del Sol) que, a su vez, la remiten de nuevo hacia la Tierra. El resultado de todo esto es que hay una gran cantidad de energía circulando entre la superficie de la Tierra y la atmósfera, y esto provoca un calentamiento de la misma. Así, se ha estimado que, si no existiera este fenómeno, conocido con el nombre de efecto invernadero, la temperatura de la superficie de la Tierra sería de unos veinte grados bajo cero. Entre los componentes de la atmósfera implicados en este fenómeno, los más importantes son el anhídrido carbónico y el vapor de agua (la humedad), que actúan como un filtro en una dirección, es decir, dejan pasar energía, en forma de luz visible, hacia la Tierra, mientras que no permiten que la Tierra emita energía al espacio exterior en forma de radiación infrarroja. Causas del efecto invernadero Las causas naturales del efecto invernadero son las emisiones de gases como el óxido nitroso, el dióxido de carbono, el metano, el ozono y vapor de agua. Una de las causas de origen humano del efecto invernadero es la deforestación. La deforestación aumenta la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera. Asimismo, debido a la desaparición de los árboles, la fotosíntesis no se lleva a cabo. La deforestación es entonces una causa del efecto invernadero. La

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deforestación es rampante hoy en día debido al aumento en la civilización humana. Los niveles de deforestación han aumentado en alrededor del nueve por ciento en los últimos tiempos.

Otro hecho causado por el hombre que es causa del aumento en el efecto invernadero debido a la emisión de estos gases son todos los aparatos eléctricos. Incluso el refrigerador en la casa emite gases que contribuyen al efecto invernadero. Estos gases son conocidos como clorofluorocarbonos (CFC) y se utilizan en refrigeradores, aerosoles, algunos agentes espumantes en la industria del embalaje, productos químicos y productos de limpieza. Algunos procesos de las industrias de fabricación de cemento también actúan como una causa hacia el efecto invernadero.

Otros procesos de origen humano que contribuyen y son una causa con el efecto invernadero son la quema de gasolina, petróleo y carbón. Aparte de éstos, algunos procesos de cultivo y uso de la tierra son una causa del efecto invernadero. La mayoría de las fábricas también producen muchos gases que duran por más tiempo en la atmósfera. Estos gases contribuyen al efecto invernadero y también al calentamiento global del planeta. Estos gases no están disponibles de forma natural en la atmósfera.

El crecimiento demográfico es un factor indirecto y una de las causas del efecto invernadero. Con el aumento de la población, las necesidades de las personas se incrementan. Por lo tanto, esto aumenta los procesos de fabricación, así como los procesos de la industria. Esto se traduce en el aumento de la liberación de gases industriales que catalizan el efecto invernadero. El aumento de la población también se traduce en el aumento de los procesos agrícolas. La mayoría de las máquinas hechas por el hombre, como el automóvil también contribuyen al efecto invernadero.

2. Industrialización, agricultura y gases de efecto invernadero

Se denominan gases de efecto invernadero (GEI) o gases de invernadero a los gases cuya presencia en la atmósfera contribuye al efecto invernadero. Los más importantes están presentes en la atmósfera de manera natural, aunque su concentración puede verse modificada por la actividad humana, pero también entran en este concepto algunos gases artificiales, producto de la industria. Esos gases contribuyen más o menos de forma neta al efecto invernadero por la estructura de sus moléculas y, de forma sustancial, por la cantidad de moléculas del gas presentes en la atmósfera. De ahí que, por ejemplo, el SF6, sea una eficaz molécula de EI, pero su contribución es absolutamente ínfima al EI.

Gases implicados

Espectro de absorción en el infrarrojo del conjunto de la atmósfera (abajo) y de gases específicos. De algunos se marcan solamente los centros de sus bandas de absorción.

Vapor de agua (H2O) es un gas que se obtiene por evaporación o ebullición del agua líquida o por sublimación del hielo. Es el que más contribuye al efecto invernadero debido a la absorción de los rayos infrarrojos. Es inodoro e incoloro y, a pesar de lo que pueda parecer, las nubes o el vaho blanco de una cacerola o un congelador, vulgarmente llamado "vapor", no son vapor de agua sino el resultado de minúsculas gotas de agua líquida o cristales de hielo.

Dióxido de carbono (CO2) óxido de carbono (IV), también denominado dióxido de carbono, gas carbónico y anhídrido carbónico, es un gas cuyas moléculas están compuestas por dos átomos de oxígeno y uno de carbono. Su fórmula química es CO2.

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Metano (CH4) (del griego methy vino, y el sufijo -ano es el hidrocarburo alcano más sencillo, cuya fórmula química es CH4.

Cada uno de los átomos de hidrógeno está unido al carbono por medio de un enlace covalente. Es una sustancia no polar que se presenta en forma de gas a temperaturas y presiones ordinarias. Es incoloro e inodoro y apenas soluble en agua en su fase líquida.

En la naturaleza se produce como producto final de la putrefacción anaeróbica de las plantas. Este proceso natural se puede aprovechar para producir biogás. Muchos microorganismos anaeróbicos lo generan utilizando el CO2 como aceptor final de electrones.

Constituye hasta el 97 % del gas natural. En las minas de carbón se le llama grisú y es muy peligroso ya que es fácilmente inflamable y explosivo.

El metano es un gas de efecto invernadero relativamente potente que podría contribuir al calentamiento global del planeta Tierra ya que tiene un potencial de calentamiento global de 23; pero que su concentración es bajísima. Esto significa que en una media de tiempo de 100 años cada kg de CH4 calienta la Tierra 23 veces más que la misma masa de CO2, sin embargo, hay aproximadamente 220 veces más dióxido de carbono en la atmósfera de la Tierra que metano por lo que el metano contribuye de manera menos importante al efecto invernadero.

Óxidos de nitrógeno (NOx) El término óxidos de nitrógeno (NxOy) se aplica a varios compuestos químicos binarios gaseosos formados por la combinación de oxígeno y nitrógeno. El proceso de formación más habitual de estos compuestos inorgánicos es la combustión a altas temperaturas, proceso en el cual habitualmente el aire es el comburente.

Ozono (O3), es una sustancia cuya molécula está compuesta por tres átomos de oxígeno, formada al disociarse los 2 átomos que componen el gas de oxígeno. Cada átomo de oxígeno liberado se une a otra molécula de oxígeno (O2), formando moléculas de Ozono (O3).

Clorofluorocarbonos (artificiales) El clorofluorocarburo, clorofluorocarbono o clorofluorocarbonados (denominados también CFC) es cada uno de los derivados de los hidrocarburos saturados obtenidos mediante la sustitución de átomos de hidrógeno por átomos de flúor y/o cloro principalmente.

Debido a su alta estabilidad fisicoquímica y su nula toxicidad, han sido muy usados como líquidos refrigerantes, agentes extintores y propelentes para aerosoles. Fueron introducidos a principios de la década de los años 1930 por ingenieros de General Motors, para sustituir materiales peligrosos como el dióxido de azufre y el amoníaco.

3. Agujero en la capa de ozono

Agujero de ozono antártico. Desde hace unos años los niveles de Ozono sobre la Antártida han descendido a niveles más bajos que lo normal entre agosto y finales de noviembre. La palabra agujero induce a confusión, y no es un nombre adecuado, porque en realidad lo que se produce es un adelgazamiento en la Capa de ozono, sin que llegue a producirse una falta total del mismo. Está comprobado que cada

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primavera antártica se produce una gran destrucción de Ozono, de un 50 % o más del que existe en la zona, formándose un agujero.

Historia y extensión

El agujero de ozono de la Antártida fue observado por vez primera durante los años 1980-1984. Una vez detectado se puede comprobar como desde alrededor de 1976, ya había datos que indicaban su aparición, pero fue en la década de los ochenta en la que su crecimiento se hizo mucho mayor.

Entre los años 1978-1987 el agujero creció tanto en profundidad (ozono perdido en la columna) como en extensión, aunque con oscilaciones de unos años a otros. En 1988 el agujero disminuyó drásticamente, pero entre 1989-1991 volvió a ser tan grande como en 1987, y en 1992-95 fue aún mayor. En 1987 y 1989-1995 cubría el entero continente Antártico y parte del Océano que lo rodea, llegando, en algunas pocas ocasiones a afectar al extremo de Sur América, Australia o Nueva Zelanda.

Causas

La especialmente fuerte destrucción de ozono en la Antártida se produce porque las substancias como los CFCs, y las otras que se citan, que disminuyen la capa de ozono no destruyen el ozono ellas directamente. Primero sufren fotólisis, formando cloruro de hidrógeno (HCl) o nitrato de cloro (ClNO3), moléculas que tampoco reaccionan con el ozono directamente, pero que se descomponen lentamente dando, entre otras cosas, una pequeña cantidad de átomos de cloro (Cl) y de moléculas de monóxido de cloro (ClO) que son las que catalizan la destrucción del ozono. Entre ellas las más importantes son:

Hidroclorofluorocarburos (HCFC). Compuestos formados por H, Cl, F y C. Se están utilizando como sustitutos de los CFCs porque muchas de sus propiedades son similares y son menos dañinos para el ozono al tener una vida media más corta y liberar menos átomos de Cl. Sus potenciales de disminución del ozono están entre 0.01 y 0.1. Pero como siguen siendo dañinos para la capa de ozono se consideran sólo una solución provisional y su uso ha sido prohibido en los países desarrollados a partir del año 1930.

Halones. Son compuestos formados por Br, F y C. Por su capacidad para apagar incendios se usan en los extintores, aunque su fabricación y uso está prohibido en muchos países por su acción destructora del ozono. Su capacidad de dañar la capa de ozono es muy alta porque contienen Br que es un átomo muchos más efectivo destruyendo el ozono que el Cl. Así, el halón 1301 y el halón 1211 tienen potenciales de destrucción del ozono.

Bromuro de metilo (CH3Br). Es un pesticida muy eficaz que se usa para fumigar suelos y en muchos cultivos. Dado el contenido en Br daña la capa de ozono y tiene un potencial de destrucción del ozono de 0.6. En muchos países se han fijado fechas alrededor del 2000, a partir de las cuales estará prohibido usarlo.

4. Lluvia ácida

La lluvia ácida se forma cuando la Humedad en el Aire se combina con los Óxidos de nitrógeno y el Dióxido de azufre emitidos por fábricas, centrales eléctricas y vehículos que queman Carbón o productos derivados del Petróleo. En interacción con el Vapor de agua, estos gases forman Ácido sulfúrico y ácidos nítricos. Finalmente, estas sustancias químicas caen a la tierra acompañando a las precipitaciones, constituyendo la lluvia ácida.

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Los contaminantes atmosféricos primarios que dan origen a la lluvia ácida pueden recorrer grandes distancias, trasladándolos los vientos cientos o miles de kilómetros antes de precipitar en forma de rocío, lluvia, llovizna, granizo, nieve, niebla o neblina. Cuando la precipitación se produce, puede provocar importantes deterioros en el ambiente. La lluvia normalmente presenta un PH de aproximadamente 5.65 (ligeramente ácido), debido a la presencia del CO2 atmosférico, que forma Ácido carbónico, H2CO3. Se considera lluvia ácida si presenta un pH de menos de 5 y puede alcanzar el pH del Vinagre (pH 3). Estos valores de pH se alcanzan por la presencia de ácidos como el Ácido sulfúrico, H2SO4, y el Ácido nítrico, HNO3. Estos ácidos se forman a partir del Dióxido de azufre, SO2, y el monóxido de nitrógeno que se convierten en ácidos. Los hidrocarburos y el carbón usados como fuente de energía, en grandes cantidades, pueden también producir óxidos de Azufre y Nitrógeno y el Dióxido de azufre emitidos por fábricas, centrales eléctricas y vehículos que queman Carbón o productos derivados del Petróleo. En interacción con el vapor de agua, estos gases forman Ácido sulfúrico y ácidos nítricos. Finalmente, estas sustancias químicas suben a la atmósfera, forman una nube y después caen a la tierra acompañando a las precipitaciones, constituyendo la lluvia ácida. Efectos de la lluvia ácida La acidificación de las aguas de lagos, ríos y mares dificulta el desarrollo de vida acuática en estas aguas, lo que aumenta en gran medida la mortalidad de peces. Igualmente, afecta directamente a la vegetación, por lo que produce daños importantes en las zonas forestales, y acaba con los Microorganismos fijadores de Nitrógeno. El término "lluvia ácida" abarca la Sedimentación tanto húmeda como seca de contaminantes ácidos que pueden producir el deterioro de la superficie de los materiales. Estos contaminantes que escapan a la atmósfera al quemarse carbón y otros componentes fósiles reaccionan con el agua y los oxidantes de la atmósfera y se transforman químicamente en ácido sulfúrico y nítrico. Los compuestos ácidos se precipitan entonces a la tierra en forma de lluvia, nieve o niebla, o pueden unirse a partículas secas y caer en forma de sedimentación seca. La lluvia ácida por su carácter corrosivo, corroe las construcciones y las infraestructuras. Puede disolver, por ejemplo, el Carbonato de calcio, CaCO3, y afectar de esta forma a los monumentos y edificaciones construidas con Mármol o Caliza. Un efecto indirecto muy importante es que los Protones, H+, procedentes de la lluvia ácida arrastran ciertos Iones del suelo. Por ejemplo, cationes de hierro, calcio, aluminio, plomo o zinc. Como consecuencia, se produce un empobrecimiento en ciertos nutrientes esenciales y el denominado estrés en las plantas, que las hace más vulnerables a las plagas. Los Nitratos y Sulfatos, sumados a los cationes lixiviados de los suelos, contribuyen a la Eutrofización de ríos y lagos, embalses y regiones costeras, lo que deteriora sus condiciones ambientales naturales, y afecta negativamente a su aprovechamiento.

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Un estudio realizado en 2005 por Vincent Gauci de Open University, sugiere que cantidades relativamente pequeñas de Sulfato presentes en la lluvia ácida tienen una fuerte influencia en la reducción de gas Metano producido por Metanógenos en áreas pantanosas, lo cual podría tener un impacto, aunque sea leve, en el Efecto invernadero.

5. Calentamiento global Es el aumento de la temperatura de la Tierra debido al uso de combustibles fósiles y a otros procesos industriales que llevan a una acumulación de gases invernadero (Dióxido de carbono, Metano, Óxido nitroso y Clorofluorocarbonos) en la atmósfera, esta es una de las causas del cambio climático. Etimología El término de calentamiento mundial a largo plazo fue empleado por primera vez, el 8 de agosto de 1975 en un documento científico publicado en la revista Science. El uso de esta terminología por vez primera, reconocía al fin que el clima se calentaba; antes de esto, los científicos se referían a "la modificación del clima inadvertida", pues, aunque se reconocía que el hombre puede cambiar el clima, no se estaba seguro de qué forma. La Academia Nacional de Ciencias utilizó por primera vez el término calentamiento global en un documento de 1979 llamado Informe Charney, que indica: "si el dióxido de carbono sigue aumentando, no hay razón para dudar de que el cambio climático tendrá lugar y no hay razón para creer que estos cambios serán insignificantes." Características El calentamiento global es una de las causas del cambio climático, esto es debido a que gases y sustancias producidas por el hombre y que no han sido erradicadas intervienen en los cambios atmosféricos que presenta el planeta desde tiempos pasados y que actualmente están causando graves consecuencias para la estabilidad y desarrollo de las diferentes formas de vida. Es un problema que está afectando más a la humanidad, interviniendo gradualmente en sus condiciones de vida, afectando de una forma progresiva y en ascenso los factores que intervienen en el desarrollo y el equilibrio de los seres que rodean al ser humano, incluyéndole a él, como principal afectado y causante de que esta situación, que amenaza con la vida en el planeta de una manera radical y sin vuelta atrás. Causas del calentamiento global A través de un complicado ciclo de retroalimentación, los combustibles quemados hoy afectan el calentamiento de dentro de 30 a 50 años. Hoy en día se está viendo temperaturas relacionadas con las emisiones de combustibles de aproximadamente 1960, cuando el consumo de combustible era mucho menor. Las emisiones de combustible de hoy en día, se expresarán en la atmósfera aproximadamente en el 2040. De la erupción de los volcanes siberianos se despidió dióxido de carbono, lo que llevó a un aumento de la temperatura global de 6 grados centígrados aproximadamente. Las frías regiones polares se volvieron cálidas y la tundra se descongeló. El "derretimiento" debió penetrar en las bolsas de hidrato de metano localizadas alrededor de los océanos polares, e inmensos volúmenes de metano debieron explotar hacia la superficie de los océanos en enormes burbujas. Esta entrada extra de carbono en la atmósfera causó un mayor calentamiento, que puede haber derretido, a su vez, mayor cantidad de

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reservas de hidrato de metano. De esta forma el proceso continuó, cada vez más rápido. Los sistemas naturales que normalmente reducen los niveles de dióxido de carbono no pudieron operar y, eventualmente, el sistema entró en una espiral fuera de control, causando el mayor colapso en la historia de la vida. Las emisiones humanas de gases invernadero pueden aportar el incremento suficiente para desencadenar ese cambio rápido. El sol más brillante y unos niveles más elevados de los así llamados "gases de efecto invernadero" han contribuido al cambio de la temperatura de la Tierra, pero es imposible decir cuál de los dos tiene una incidencia mayor. Por causa del calentamiento global ha aumentado la temperatura del océano en un grado centígrado lo que provoco la aparición de múltiples huracanes y tornados, cosa que es muy dañina para el desarrollo de la infraestructura de la humanidad debido a que estos tornados y huracanes destruyen tanto los puertos como las ciudades y esto afecta principalmente a la economía mundial.

6. Cambio climático: medidas de adaptación y mitigación Hasta hace poco tiempo, los cambios en el clima se asociaban solamente a forzamientos externos naturales. Sin embargo, hoy está claro que, debido a los patrones de desarrollo utilizados, el hombre puede cambiar el clima terrestre, produciendo un reforzamiento del efecto invernadero. Algunas consideraciones El cambio climático de origen antropogénico, causante de tanta preocupación a nivel mundial, tiene el agravante de que se espera que se produzca en un plazo de tiempo tan breve que no permita la adaptación natural de los ecosistemas naturales y los sistemas socio-económicos actuales. La temperatura del sistema tierra-atmósfera (temperatura media global cerca de la superficie terrestre) está determinada por el balance entre la radiación solar entrante (de longitud de onda corta) y la radiación saliente, la cual comprende la parte de la radiación solar reflejada (onda corta) y la radiación infrarroja terrestre (de longitud de onda larga). En escalas prolongadas de tiempo (décadas o más) existe un balance entre la energía entrante y saliente. Esto significa que la temperatura del sistema tierra-atmósfera permanece aproximadamente constante en esas escalas temporales. Si este balance es alterado (al desbalance se le denomina forzamiento radiactivo), entonces el sistema responde al forzamiento radiactivo e intenta restablecer el balance cambiando su temperatura. Los procesos que producen forzamientos radiactivos son conocidos como factores de forzamiento externo. En términos generales el forzamiento externo puede ser natural o antropogénico. Un ejemplo de forzamiento externo natural puede ser un cambio en la energía emitida por el sol, mientras que, un ejemplo de forzamiento externo antropogénico puede ser el reforzamiento del efecto invernadero. Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático y el Protocolo de Kioto En 1990, la Segunda Conferencia Mundial sobre el clima, a partir de las conclusiones del Primer Informe Científico del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (conocido por sus siglas

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en inglés como IPCC), recomendó el inicio de las negociaciones para elaborar un tratado internacional que regulara la cooperación entre los países para mitigar el posible cambio climático mundial. En ese mismo año, la Asamblea General de las Naciones Unidas, basada en la recomendación anterior, estableció el Comité Intergubernamental de Negociación (CIN) encargado de negociar la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático (CMNUCC). El CIN redactó el texto de la Convención y lo aprobó en mayo de 1992, en la sede de las Naciones Unidas en Nueva York. La Convención se abrió a la firma de los jefes de estados y de gobiernos en la Cumbre para la Tierra, en Río de Janeiro, en junio de 1992, siendo firmada por un total de 154 países. Esta Convención es un marco de referencia dentro del cual los gobiernos podrán colaborar para aplicar nuevas políticas y programas, que tendrán amplias repercusiones en la manera en que viven y trabajan los seres humanos. Según lo reflejado en su Artículo 2, el objetivo último de la Convención y de todo instrumento jurídico conexo que adopte la Conferencia de las Partes, es lograr, de conformidad con las disposiciones pertinentes de la Convención, la estabilización de las concentraciones de gases de efecto invernadero en la atmósfera a un nivel que impida interferencias antropógenas peligrosas en el sistema climático. Ese nivel debería lograrse en un plazo suficiente para permitir que los ecosistemas se adapten naturalmente al cambio climático, asegurar que la producción de alimentos no se vea amenazada y permitir que el desarrollo económico prosiga de manera sostenible. Aspectos puntuales de la Convención Los países industrializados son los principales responsables de las emisiones de gases pasados y presentes y, en consecuencia, deben estar a la vanguardia en la lucha contra el cambio climático. La principal prioridad de los países en desarrollo será su desarrollo económico y social y por lo tanto la parte de las emisiones mundiales originadas por ellos aumentará a medida que se industrialicen. Los países con ecosistemas frágiles, como son los pequeños Estados insulares y los países áridos, son particularmente vulnerables ante los efectos previstos del cambio climático. La Convención entró en vigor el 21 de marzo de 1994, al ser ratificada noventa días antes por más de 50 países. En su Artículo 4 la Convención establece compromisos que son comunes a todas las partes y que están relacionados con: la elaboración de inventarios nacionales de emisiones y absorciones de gases de efecto invernadero, la formulación y aplicación de programas nacionales para mitigar el cambio climático, la promoción del desarrollo sostenible, la preparación de medidas para la adaptación al cambio climático, el apoyo a la investigación científica y la observación del sistema climático, entre otros. El Artículo 4 también establece que, teniendo en cuenta las responsabilidades comunes pero diferenciadas, las Partes en el Anexo I (países desarrollados) reducirán sus emisiones de Gases con Efecto invernadero (GEI) para el año 2000 a los niveles de 1990.

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En 1995, la Primera Conferencia de las Partes, celebrada en la ciudad alemana de Berlín, reconoció que dichos compromisos de reducción eran insuficientes para estabilizar las concentraciones de GEI en la atmósfera a fin de satisfacer el objetivo último de la Convención. Como resultado se adoptó el Mandato de Berlín, que puso en marcha un proceso para negociar un protocolo que estableciera compromisos cuantificados de limitación y reducción de emisiones antropógenas de GEI para las Partes en el Anexo I de la Convención a partir del año 2000, con el objetivo de mitigar en parte la influencia de las actividades humanas que provocan el Calentamiento Global de la atmósfera y el consecuente cambio climático. Protocolo de Kioto Para negociar el texto de dicho instrumento jurídico, la Primera Conferencia de las Partes estableció el Grupo Especial del Mandato de Berlín. El Grupo, tras ocho períodos de sesiones, sometió a la consideración de la Tercera Conferencia de la Partes un borrador de texto que fue aprobado finalmente el 11 de diciembre de 1997 con el nombre de Protocolo de Kyoto. El Protocolo de Kioto de la Convención Marco de Naciones Unidas sobre el Cambio Climático está conformado por 28 artículos y dos anexos. Establece compromisos jurídicamente vinculantes para las Partes en el Anexo I de la Convención (países desarrollados), con el objetivo de reducir colectivamente sus niveles de emisiones de GEI en un 5.2 % con respecto a los existentes en 1990, en un período de compromiso de 5 años comprendido del 2008 al 2012. Cubre seis gases de efecto invernadero: dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O), hidrofluorocarbonos (HFCs), perfluorocarbonos (PFCs) y hexafluoruro de azufre (SF6). Para los tres primeros, que son los principales, el año de referencia será 1990 y para los tres últimos será 1995.

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MATEO GUTIÉRREZ ELORZA (2008). Geomorfología. Madrid: Pearson Educación. CHARLES C. PLUMMER, DAVID MCGEARY Y DIANE H. CARLSON (2001). Physical Geology. Boston: Mc Graw Hill. EDGARD A. KELLER Y ROBERT H. BLODGETT (2004). Riesgos Naturales. Madrid: Pearson Educación.