3. proceso geologicos

3. Los procesos geológicos y las estructuras resultantes.

3.1. La teoría de la Isostasia.3.2. Movimientos tectónicos.

3.2.1. Terremotos.3.2.2. Vulcanismo.

3.3. Estructuras geológicas.3.4. Intemperismo y erosión.3.5. Geología de México.

3.1. La teoría de la Isostasia

ISOSTASIA

Es la condición de equilibrio que presenta la superficie terrestre debido a la diferencia de densidad en sus partes.Se resuelve en movimientos verticales y está fundamentada en el principio de Arquímedes. Fue enunciada como principio a finales del siglo XIX.

PRINCIPIO DE ARQUIMEDES

«Un cuerpo total o parcialmente sumergido en un fluido en reposo, recibe un empuje de abajo hacia arriba igual al peso del volumen del fluido que desaloja».

PRINCIPIO DE ARQUIMEDES

E

P

ISOSTASIA

La teoría isostática es la idea de que las montañas no son un exceso de carga situado sobre la superficie, sino que su masa visible es compensada por una porción de masa en profundidad.

ISOSTASIA

Los materiales de la Tierra están distribuidos en capas en densidad creciente, comenzando por la corteza que es la menos densa y terminando por el núcleo.

A mediados del siglo XIX, George Airy dijo que “la corteza terrestre se comporta como si estuviera constituida por bloques de materiales poco densos que flotan sobre los más densos”.

ISOSTASIA

La litosfera flota sobre la astenósfera debido a su menor densidad, permaneciendo en equilibrio como un corcho sobre el agua.

Si la litosfera pierde equilibrio, se eleva, proporcionalmente al peso perdido; por el contrario, si gana masa se hunde proporcionadamente al peso ganado.

ISOSTASIA

ISOSTASIA

En 1892, Dutton dio nombre de isostasia al mecanismo de ajuste que permite explicar los movimientos verticales de la corteza. Según esto, si una zona terrestre se sobrecarga, se hundirá; pero si se descarga, se elevará. Aunque es una teoría anterior a la tectónica de placas, el mecanismo es necesario para justificar los movimientos de elevación y descenso de la litosfera.

ISOSTASIA

• Los ajustes isostáticos son muy lentos.

• La litosfera responde rígidamente ante empujes laterales, pero se arquea si el esfuerzo es vertical.

• A escala de tiempo geológico, los materiales del manto tienen comportamientos propios de los fluidos.

ISOSTASIA

El equilibrio isostático se puede romper:

• Al formarse un cordillera.• Al erosionarse un bloque montañoso y

acumularse sobre otro bloque.• Al aumentar la temperatura y fundir un

casquete glaciar que recubre el peso ganado.

ISOSTASIA

El equilibrio tiende a restablecerse mediante movimientos verticales que se llaman movimientos epirogénicos. Estos movimientos son muy lentos y pueden estar ligados a los siguientes fenómenos:

• Erosión o depósito.• Glaciaciones.

Movimientos ligados a la erosión y al depósito.

Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondo tiende a hundirse lentamente. Este proceso se denomina subsidencia.

El caso contrario sucede cuando se erosiona una cordillera.

Movimientos ligado a las glaciaciones

La carga que supone el bloque de hielo provoca el hundimiento del continente. Cuando se funde, el continente asciende y recupera la situación de equilibrio inicial.

ISOSTASIA

La tercera teoría de la isostasia es mas reciente (1930 aprox.), y fue propuesta por Felix Vening-Heinesz.

Según esta teoría, la topografía depende del espesor de la litosfera. Cuando existe un una montaña sobre la litosfera esta se hunde y mientras mas delgada sea más se hundirá. Con esta teoría, las raíces de una montaña de 1 Km. de altura disminuyen un poco su profundidad.

En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el 'fluido' en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino un fluido muy viscoso; el equilibrio no es perfecto, no puede llamarse 'hidrostático', sino 'isostático'. Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan en una superficie situada a 60 Km. de profundidad, llamada superficie de compensación isostática (por debajo de esta superficie, la repartición de las masas es regular.

El equilibrio isostático puede romperse, por ejemplo:

1. Al formarse una cordillera.

2. Si una fuerte erosión aligera un bloque montañoso, acumulándose los materiales sobre otro bloque, suboceánico, por aporte y sedimentación.

3. Si un aumento de temperatura funde un espeso casquete glaciar que recubre un bloque.

Un ejemplo de este tipo de movimiento se ha podido estudiar en Escandinavia, donde se produjo un movimiento isostático debido a la fusión del casquete glaciar cuaternario, hace cerca de 10,000 años. El movimiento continúa hasta hoy a razón de 1 m por siglo, hasta tal punto que los puertos del golfo de Botnia disminuyeron notablemente su profundidad.

LLARA SOTERAS LOPEZ

ISOSTASIA

En realidad los bloques en equilibrio no tienen todos el mismo espesor, y por otra parte, el 'fluido' en el cual reposan los continentes no es comparable con el agua, sino un fluido muy viscoso; el equilibrio no es perfecto, no puede llamarse 'hidrostático', sino 'isostático'. Las presiones ejercidas por el peso de los bloques se igualan en una superficie situada a 60 Km. de profundidad, llamada superficie de compensación isostática (por debajo de esta superficie, la repartición de las masas es regular.

3.2. Movimientos tectónicos

Placas tectónicasSon cada una de las porciones de la litosfera terrestre que se mueve de forma independiente.

Poseen forma de casquete esférico y unos límites definidos por procesos intensos de sismicidad y vulcanismo.

Se les denomina litosféricas pues afectan tanto a la corteza, cómo a la parte superior del manto que se desplaza de forma solidaria con esta.

Placas tectónicas

Límites de placa

a) Límites divergentes o dorsales: el movimiento es de separación.

b) Límites convergentes o fosas: el movimiento es de aproximación.

c) Límites o fallas transformantes: el movimiento es paralelo.

Límites divergentes o dorsales: el movimiento es de separación.

Límites divergentes o dorsales

Su expresión topográfica en superficie viene marcada por la existencia de las dorsales oceánicas que suponen la interacción entre dos placas que se separan.

Estas dorsales presentan una depresión tectónica central llamada Rift, donde el espesor de la litosfera es mínimo debido al movimiento de separación, lo que facilitará la salida y formación de magmas que darán lugar a la formación de suelo oceánico y el crecimiento o expansión del fondo.

Límites divergentes o dorsales

Los procesos geológicos internos asociados a este tipo de límites son:

-Intensa actividad volcánica (emisión de lavas básicas y expansión del fondo oceánico).

-Intensa actividad sísmica con sismos de foco superficial asociados a las fracturas (fallas normales) producidas en el Rift por la distensión.

Límites convergentes o fosas: el movimiento es de aproximación.

Límites convergentes o fosas

Se producen cuando una de las placas se introduce bajo la otra en un proceso que se denomina subducción, presentando intensa sismicidad y vulcanismo

Límites o fallas transformantes: el movimiento es paralelo.

Límites o fallas transformantes

Los límites transformantes son lugares donde no se crea ni destruye litosfera, es decir, son límites neutros y por eso se llaman bordes pasivos.

En estas zonas las placas se deslizan lateralmente una respecto a otra. El desplazamiento puede ser de centenares o incluso de miles de kilómetros.

Estas fracturas o fallas transformantes se encuentran, generalmente, cortando, cada 50 o 100 kilómetros, y desplazando las dorsales oceánicas.


En ocasiones, las fallas transformantes pueden conectar dorsales y zonas de subducción, como la falla de San Andrés, en California (EEUU). Esta zona es de una gran actividad sísmica, debido al rozamiento de las placas los materiales se deforman y se va acumulando tensión y al producirse el terremoto se libera la tensión acumulada y las pacas se mueven bruscamente deslizándose una respecto a otra hasta alcanzar una nueva posición de equilibrio (rebote elástico). Los terremotos que se producen en estas zonas son superficiales y sus hipocentros se localizan a menos de 25 km de profundidad.

Falla de San Andrés

3.2.1. Terremotos

Terremotos o sismos

Se denomina sismo o terremoto a las sacudidas o movimientos bruscos del terreno producidos en la corteza terrestre como consecuencia de la liberación repentina de energía en el interior de la Tierra o a la tectónica de placas . Esta energía se transmite a la superficie en forma de ondas sísmicas que se propagan en todas las direcciones.

Terremotos o sismos

• Plutónicos• Interplaca• Intraplaca• Volcánicos• Artificiales

Sismos

Plutónicos. Su profundidad se localiza entre 300 km. y 900 km.; son los de más energía por la profundidad, aunque el efecto en superficie es tenue pero extenso. Estos sismos se explican por cambios de fase de las rocas del manto (implosión) o por rupturas en el flujo plástico del manto (explosión). Para diferenciar ambos mecanismos focales nos basamos en la primera onda sísmica que llega a la estación de registro.

Sismos

Interplaca. Se generan en las zonas de contacto entre placas tectónicas, a una profundidad entre 70 y 300 km. Son típicos de zonas de subducción, los focos de ellos van delimitando el plano de Benioff. Son los segundos en energía, ya que a esta profundidad la Tierra no almacena tanta como en el caso anterior, pero dado su carácter más somero son destructivos.

El registro de estos sismos, en la superficie, muestra pocas frecuencias altas. Ello se explica por un filtraje de las capas recorridas, ejercido sobre el frente ondulatorio, que podríamos interpretar como un consumo de energía en el transporte de las ondas sísmicas.

Plano de Benioff

Sismos

Intraplaca. Se dan en el interior de las placas tectónicas, cuando la energía se libera por sus zonas más débiles (fallas locales). Son los más destructivos aunque acumulan menos energía que los anteriores dado que se dan a menos de 70 Km. de profundidad.

Sismos

Intraplaca. Se distinguen porque tienen múltiples premonitores y réplicas, ya que a esta profundidad las rocas, antes que plásticas son rígidas. Los premonitores son las rupturas que anteceden al momento de mayor intensidad y las réplicas son las que lo suceden.

Sismos

Volcánicos. Son producto de la actividad volcánica. Se presentan a menos de 20 Km. de profundidad. A diferencia de los otros la aureola de daños es de pocos kilómetros porque el foco es muy puntual y gran parte de la energía se libera en la atmósfera. Cuando las burbujas del magma alcanzan la zona rígida de la corteza y los volátiles disueltos cambian a la fase gaseosa, si la presión del fundido es suficiente, se provoca el emplazamiento del magma en regiones superiores y el escape de gases que deforman y fracturan la corteza.

Sismos

Artificiales. Son producidos por detonaciones de bombas nucleares,etc. Tienen una profundidad de menos de 2 Km. y foco muy puntual; así gran parte de la energía se libera en la atmósfera.

Sismos

El punto en que se origina el terremoto se llama foco o hipocentro; este punto se puede situar a un máximo de unos 700 km hacia el interior terrestre. El epicentro es el punto de la superficie terrestre más próximo al foco del terremoto.

Ondas sísmicas

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 y superficiales

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.

Ondas sísmicas

• Ondas Internas

Ondas POndas S

• Ondas Superficiales

Ondas de LoveOndas de Rayleigh

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.

Ondas internas

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.

Ondas superficiales

Las ondas de Love se mueven como una serpiente, 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.

Ondas superficiales

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.

Ondas superficiales

http://youtu.be/9k2DJsluEPA

Ondas superficiales

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.

Sismicidad en México


México es una zona de alta sismicidad. Lo anterior obedece a que las placas de Cocos y de Rivera, que se encuentran al sur y sureste de México, en el océano Pacífico, se están subduciendo bajo la placa Norteamerica, de la cual forma parte la placa continental del país. La primera se mueve con una velocidad relativa de aproximadamente 5 cm/año, respecto a la placa continental, mientras que la segunda se desplaza 2.5cm/año aproximadamente. Otro factor importante es la presencia de la falla de San Andrés.

Placas tectónicas de México

Falla de San Andrés

Regiones sísmicas en MéxicoCon fines de diseño antisísmico, la República Mexicana se dividió en cuatro zonas sísmicas, utilizándose los catálogos de sismos del país desde inicios de siglo.

La zona A es una zona donde no se tienen registros históricos de sismos, no se han reportado sismos en los últimos 80 años y no se esperan aceleraciones del suelo mayores a un 10% de la aceleración de la gravedad a causa de temblores. Las zonas B y C son zonas intermedias, donde se registran sismos no tan frecuentemente o son zonas afectadas por altas aceleraciones pero que no sobrepasan el 70% de la aceleración de la gravedad. La zona D es una zona donde se han reportado grandes sismos históricos, donde la ocurrencia de sismos es muy frecuente y las aceleraciones del suelo pueden sobrepasar el 70% de la aceleración de la gravedad.

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Sismos de mayor intensidad en México

El más fuerte de todos fue en la Ciudad de México el 19 de junio de 1858, el cual duró tres minutos y según la USGS, agencia sismológica de Estados unidos, tuvo una intensidad de 9,0 - aunque la medición es controvertida porque en esos tiempos no había instrumentos realmente exactos. Las mediciones aceptadas comenzaron sólo a principios de 1900. Se registraron daños en el Palacio Nacional, la Casa de Ayuntamiento, el Teatro Principal, Santo Domingo, Sagrario y San Francisco. Además, la ciudad de Texcoco habría sufrido la peor parte.


•A inicios del siglo XX, en los años 1899, 1900, 1902 y 1903, hubo una serie de sismos con intensidad de 8,4, 8,2, 8,2 y también 8,2.

•Después, el 14 de abril de 1907, se registraron 7,9 grados en la Costa de Guerrero, muy cerca de Acapulco, donde ocurrió un tsunami a raíz del evento.


•Un poco más fuerte que el anterior fue el terremoto del 7 de junio de 1911 (8,0), en Ciudad de México DF, donde hubo 40 muertos y 16 heridos al derrumbarse uno de los dormitorios del 3er. regimiento de artillería ubicado en Rivera de San Cosme, con un saldo total de más de 250 casas destruidas completamente.

•El 7 de junio de 1928, en Oaxaca, hubo otro sismo de 8,0.


•Más fuerte aún fue lo ocurrido el 3 de junio de 1932 en la Costa de Jalisco, el que se midió en 8,4 grados según la USGS y dejó una lamentable cifra de 45 fallecidos.

•El 28 de agosto de 1973 ocurrió el terremoto de Veracruz, con intensidad de 8,8 según la USGS y afectando el centro del estado de Veracruz, regiones de la Esperanza y Tehuacán en Puebla. Se estima que entre 1.200 y 3.000 personas perdieron la vida, con 1.600 heridos y 17.575 hogares dañados.


•14 de marzo de 1979: En la ciudad de Mexico, Costa de Guerrero, con una intensidad de 7,6 según la USGS, dejando un saldo de cinco muertos y daños en la Colonia Roma, junto con la destrucción de la Universidad Iberoamericana.

•19 de septiembre de 1985, donde el gobierno cifró en diez mil las muertes producto de un terremoto de 8,1 grados que afectó principalmente a la Ciudad de México, mientras que fuentes extra-oficiales indican más de 40 mil las víctimas fatales del evento.


•20 de marzo de 2012, un sismo de 7.8 grados afectó al centro de México. Ocurrió a las 12:02 horas (local), a 29 kilómetros al este de Ometepec, Guerrero, y a una profundidad de 15 kilómetros, se sintió con fuerza en la Ciudad de México, donde se registró la caída de las redes de telefonía y daños aislados a construcciones.


Los expertos opinan, a pesar de que los estudios todavía no están concluidos, que es probable que en la costa de Guerrero ocurra un gran sismo para liberar energía acumulada, aunque se debe aclarar que con precisión no se sabe cuándo ni dónde y tampoco la magnitud; se sabe que existe un hueco muy grande que va desde el sureste de Petatlán hasta casi Pinotepa Nacional, si esta región se rompe en un sólo movimiento telúrico, éste puede tener una magnitud superior a 8 en la escala de Richter, aunque también pueden ocurrir una serie de sismos de menor magnitud. “Actualmente no hay forma de afirmar cuál de estas dos últimas posibilidades puede suceder” (Instituto de Geofísica de la UNAM, Dr. Shri Krishna Singh).

3.2.2. Vulcanismo

¿Qué es un Volcán?

Es un lugar donde salen materiales calientes (lava, ceniza, rocas, gases, vapores) de interior de la Tierra. Parte de estos materiales se acumulan alrededor del lugar de salida, formando cerros o montañas que llegan a alcanzar grandes alturas. Los materiales calientes pueden salir por grietas o por el cráter, que es un orificio en la parte superior del cerro o montaña volcánica, formado por erupciones anteriores.

Partes de un volcán

1. Cámara magmática, que es la zona de donde proviene el magma que forma la lava.

2. Chimenea, que es el canal o conducto por el que este asciende la lava.

3. Cráter, que es la zona por donde los materiales son arrojados al exterior en la erupción.

4. Cono volcánico, que se formaría por la aglomeración de lava y productos fragmentados en la loma del volcán.

Partes de un volcán

Ubicación de los volcanes

La mayoría (95%) de los volcanes se sitúan en los bordes de las placas tectónicas y sólo una fracción (5%) lo hacen en el interior de las placas.

Volcanes en bordes de placas convergentes:• Aproximadamente el 80% de los volcanes activos del

mundo están situados en bordes de placas convergentes o zonas de subducción.

• En este tipo de bordes, los magmas generados suelen ser muy viscosos, atrapando a los gases disueltos hasta alcanzar enormes presiones en la cámara magmática que se liberan en la erupción de forma explosiva.

• A este tipo de magmas viscosos pertenecen la mayoría de los grandes volcanes activos del Planeta, concretamente el llamado Cinturón de Fuego del Pacífico (aproximadamente el 75% del volcanismo activo y los más peligrosos).

Cinturón de Fuego del Pacífico

Volcanes en bordes de placas divergentes

En los bordes de placas o volcanes de rift, los magmas generados son poco viscosos, dando lugar a erupciones de baja explosividad y de naturaleza efusiva, especialmente cuando ocurren en las profundidades oceánicas.

Dorsales oceánicas

Volcanes intraplaca

Un porcentaje mínimo de los volcanes (5%) se sitúan en el interior de las placas, volcanes de punto caliente, originados por el ascenso de material fundido desde el interior terrestre. Estos magmas son poco viscosos.

Clasificación de la erupciones volcánicas

La violencia de las erupciones volcánicas depende fundamentalmente de la presión de los gases en la cámara magmática y de la viscosidad de los magmas.

En función de estas dos variables se establece una escala de 7 tipos de erupciones progresivamente más explosivas.

Clasificación de la erupciones volcánicas

1. Tipo islándico. 2. Tipo hawaiano. 3. Tipo estromboliano.4. Tipo vulcaniano5. Tipo vesubiano6. Tipo plineano. 7. Tipo peleano.

1. Tipo islándico. Erupciones efusivas de lava muy poco viscosa. Característica de regiones sujetas a tensiones corticales que originan fisuras muy profundas a través de las cuales la lava fluye libremente para formar extensos casquetes de lava.

2. Tipo hawaiano. Similar al tipo islándico. La efusión de lava es predominante y los gases son liberados despacio.

3. Tipo estromboliano. Presentan cierto carácter explosivo debido a que la lava tiene cierta viscosidad. Los gases escapan con moderadas explosiones que pueden ser rítmicas o incluso continuas. Durante las explosiones pueden ser proyectadas bombas volcánicas.

4. Tipo vulcaniano. La lava presenta alta viscosidad. Los gases acumulados explosionan durante prolongados intervalos de tiempo con gran violencia, dando lugar a nubes volcánicas de material eyectado.

5. Tipo vesubiano. Después de largos periodos de inactividad el magma se carga con altas concentraciones de gases dando lugar a erupciones con nubes negras que se extienden dentro de la atmósfera hasta considerable altura cubriendo de cenizas volcánicas extensiones muy amplias.

6. Tipo plineano. Estas erupciones dan lugar a las expulsiones de gas más violentas. La pluma volcánica se puede extender en la atmósfera hasta varios kilómetros de altura.

7. Tipo peleano. Son las erupciones potencialmente más desastrosas. El escape de material altamente explosivo está impedido por un domo obstructivo de lava sólida en el conducto (chimenea) principal. La presión del magma abre nuevas salidas en los flancos del volcán, originando una explosión lateral cuyos materiales se desplazan pendiente abajo arrasando todo a su paso.

Tipos de volcanes

México es un país de muchos volcanes. Se han llegado a contar un poco más de 2000 en el territorio mexicano.

Volcanes activos en México

La mayoría de estos volcanes ya no están activos y no representan algún peligro.

1 Bárcena Islas Revillagigedo2 Ceboruco Nayarit3 Pico de Orizaba Puebla y Veracruz4 Colima Jalisco y Colima5 El Chichón Chiapas6 Everman Islas Revillagigedo7 Nevado de Toluca Edo. De México8 Paricutín Michoacán9 Popocatépetl Edo. De México y Puebla

10 San Martín Veracruz11 Tacaná Chiapas12 Tres Virgenes Baja California Sur

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Volcán Tres Vírgenes (Baja California Sur)

Bárcena y Everman (islas Revillagigedo)

Ceboruco y Sangangüey en Nayarit

3.3. Estructuras geológicas

Geología Estructural

Estudia las distintas estructuras geométricas de las rocas para su clasificación y explicar las relaciones entre ellas, su aparición y movimiento.

Estructuras geológicas

La mayoría de las rocas de la corteza terrestre muestran varios tipos de planos geológicos. Existen en general dos tipos de planos:

1. Estructuras primarias.- Se han formado antes de la cementación y compactación de las rocas, como por ejemplo estratificación y flujo magmático.

2. Estructuras secundarias.- Se producen después de la cementación y compactación de las rocas, debido principalmente a fuerzas tectónicas presentes en la corteza terrestre (por ejemplo, diaclasas, fallas, esquistosidades).

Estructuras primarias

La estructura primaria por excelencia en todas las rocas es la estratificación, la cual consiste en un plano de debilidad formado debido a una interrupción y/o erosión del depósito o bien debido a un cambio en la naturaleza del depósito. Siempre es subparalela a la horizontal al tiempo del depósito.

Cuando los planos de estratificación se encuentran muy cercanos entre sí (escala de mm), se denomina laminación. La laminación se observa únicamente en rocas con tamaño de grano muy fino.

Estructuras primarias

Estructuras secundarias


Diaclasas.- Son fracturas en las rocas que no presentan desplazamiento transversal que sea detectable, sólo manifiestan un poco de movimiento extensional.

Pueden ser tanto de origen tectónico como no-tectónico, pero que no tienen desplazamientos. Entre ellas se distinguen:

• Fisuras de enfriamiento.• Grietas de desecación.• Fisuras de tensión gravitacional (origen tectónico).

Fisuras de enfriamiento

Grietas de desecación

Fisuras de tensión gravitacional


Fallas.- Son fracturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar un desplazamiento, el cual genera un plano de falla. El origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera.

Elementos de las fallas

En una falla geológica se pueden identificar los siguientes componentes:

• Plano de falla.• Bloques o labios de falla.• Orientación o dirección.• Buzamiento.• Desplazamiento o salto.


Plano de Falla.- Es el plano o la superficie a lo largo de la cuál se desplazan los bloques que se separan en la falla.


Bloques de falla.- Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Si el plano de falla está inclinado, el bloque sobre el plano de falla es “bloque colgante”, “labio levantado” o “bloque superior” y el que se encuentra debajo se llama “bloque yaciente”, “labio hundido” o “labio inferior”.


Dirección o rumbo.- Es el ángulo horizontal respecto al rumbo con el eje Norte-Sur.Buzamiento.- Es el ángulo del “plano de falla” con respecto al plano horizontal.


Desplazamiento o salto.- Es la distancia neta entre las superficies de los bloques y la dirección en que se ha movido un bloque con respecto al otro.

Tipos de fallas geológicas

Fallas geológicas


Pliegues.- Son fracturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar un desplazamiento, el cual genera un plano de falla. El origen de este movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, cuales provocan roturas en la litosfera.

Elementos de los pliegues

Tipos de pliegues

Anticlinal. Pliegue que tiene en el núcleo los materiales

mas antiguos.l.-

Sinclinal. Pliegue que tiene en el núcleo los materiales mas

modernos..-

SIMETRICO

Recto. Pliegue cuyo plano axial buza 90°

aproximadamente..-

ASIMETRICO

Inclinado. Pliegue cuyo plano axial buza entre 85° y 10°.

Tumbado. Pliegue cuyo plano axial buza menos de 10°.

Invertido. Pliegue cuyo plano axial ha girado más de 90° con respecto ala posición vertical.

Asimétrico. El plano axial divide al pliegue en dos mitades claramente no simétricas

Simétrico. El plano axial divide al pliegue en dos mitades aprox. simétricas

Pliegues

3.4. Intemperismo y erosión (Se vio en el primer módulo)

3.5. Geología de México

Placas tectónicas en México

Regiones sísmicas en MéxicoCon fines de diseño antisísmico, la República Mexicana se dividió en cuatro zonas sísmicas, utilizándose los catálogos de sismos del país desde inicios de siglo.

La zona A es una zona donde no se tienen registros históricos de sismos, no se han reportado sismos en los últimos 80 años y no se esperan aceleraciones del suelo mayores a un 10% de la aceleración de la gravedad a causa de temblores. Las zonas B y C son zonas intermedias, donde se registran sismos no tan frecuentemente o son zonas afectadas por altas aceleraciones pero que no sobrepasan el 70% de la aceleración del suelo. La zona D es una zona donde se han reportado grandes sismos históricos, donde la ocurrencia de sismos es muy frecuente y las aceleraciones del suelo pueden sobrepasar el 70% de la aceleración de la gravedad.

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1 Bárcena Islas Revillagigedo2 Ceboruco Nayarit3 Pico de Orizaba Puebla y Veracruz4 Colima Jalisco y Colima5 El Chichón Chiapas6 Everman Islas Revillagigedo7 Nevado de Toluca Edo. De México8 Paricutín Michoacán9 Popocatépetl Edo. De México y Puebla

10 San Martín Veracruz11 Tacaná Chiapas12 Tres Virgenes Baja California Sur

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Sistemas montañosos en México


Existen cinco sistemas montañosos principales que, en ocasiones, se subdividen en conjuntos menores y un sistema volcánico, que corresponde a la zona de mayor sismicidad del país.

• Sierra Madre Occidental. • Sierra Madre Oriental. • Cordillera Neovolcánica. • Sierra Madre del Sur. • Sierra Madre de Chiapas. • Sierra de Baja California.


Sierra Madre Occidental. Es un extenso sistema montañoso localizado en la región occidental de la república. Algunos lo consideran continuación de las montañas Rocosas (EUA). Tiene una extensión aproximada de 1 250 km, una anchura de 150 km y una altura media de 1 250 m.

Su dirección es noroeste-sureste y por su extensión es el más importante de México, ya que se extiende desde Sonora hasta Nayarit.


Sierra Madre Oriental. Tiene una dirección noroeste a sureste con una longitud de 1 200 km, una anchura de 150 km y una altura media aproximada de 2 200 m. Inicia en Nuevo León y continúa hasta Veracruz y Oaxaca.


Cordillera Neovolcánica. También conocida como sierra Volcánica Transversal, con una extensión de 900 km y una anchura de 130 km. Se localiza a lo largo de los paralelos 19º y 20º norte, en la zona de mayor sismicidad del país. Se extiende desde Nayarit a Veracruz. En ella se ubican el Pico de Orizaba (5 747 m), el Popocatépetl (5 452 m), el Iztaccíhuatl (5 286 m), el Nevado de Toluca (4 558 m) y el Volcán de Colima (3 960 m).

-Sierra Madre del Sur. Se extiende desde la Cordillera Neovolcánica hasta el istmo de Tehuantepec, a lo largo de 1 200 km, con una anchura media de 100 km y una altura promedio de 2 000 m.

-Sierra Madre de Chiapas. Tiene una extensión de 280 km, una anchura promedio de 50 km y una altura media de 1 500 m. En ella predominan rocas intrusivas e ígneas antiguas, asociadas a rocas sedimentarias paleozoicas y volcánicas cenozoicas. Se prolonga hasta Centroamérica donde en Guatemala, forma las sierras de Chuacús, Minas y del Mico; en Honduras, las montañas septentrionales, y en el Caribe el sistema montañoso de Jamaica y la sierra del Suroeste en Haití.

-Sierra de Baja California. Tiene una dirección noroeste a sureste, una longitud de 1 400 km, una anchura de 70 km y una altura media de 1 000 m. Allí se efectuaron, durante el cenozoico, grandes efusiones de lava, arenas y cenizas volcánicas.


Sierra Madre del Sur. Se extiende desde la Cordillera Neovolcánica hasta el istmo de Tehuantepec, a lo largo de 1 200 km, con una anchura media de 100 km y una altura promedio de 2 000 m.


Sierra Madre de Chiapas. Tiene una extensión de 280 km, una anchura promedio de 50 km y una altura media de 1 500 m. En ella predominan rocas intrusivas e ígneas antiguas, asociadas a rocas sedimentarias paleozoicas y volcánicas cenozoicas. Se prolonga hasta Centroamérica donde en Guatemala, forma las sierras de Chuacús, Minas y del Mico; en Honduras, las montañas septentrionales, y en el Caribe el sistema montañoso de Jamaica y la sierra del Suroeste en Haití.

-Sierra de Baja California. Tiene una dirección noroeste a sureste, una longitud de 1 400 km, una anchura de 70 km y una altura media de 1 000 m. Allí se efectuaron, durante el cenozoico, grandes efusiones de lava, arenas y cenizas volcánicas.


Sierra de Baja California. Tiene una dirección noroeste a sureste, una longitud de 1 400 km, una anchura de 70 km y una altura media de 1 000 m. Allí se efectuaron, durante el cenozoico, grandes efusiones de lava, arenas y cenizas volcánicas.

3. proceso geologicos

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