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GEOSFERA INTERNA 15-16

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Academic year: 2020

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GEOSFERA

“...El hombre blanco trata a su madre, la Tierra, y a su hermano, el firmamento, como objetos que se compran, se explotan y se venden como ovejas o cuentas de colores.

Su apetito devorará la tierra, dejando atrás sólo un desierto...”

Sealth, jefe de la nación sioux.

1. Estructura de la Tierra y Procesos Geodinámicos Internos

1.1 Estructura y Composición de la Tierra. A) División geoquímica: Corteza, Manto, Núcleo

B) División geodinámica: Litosfera, Mesosfera, Endosfera 1.2. Tectónica de Placas

1.3. Energía interna de la Tierra. El calor terrestre. Deformación 2. Riesgos de la geodinámica interna

2.1. Vulcanismo 2.2. Sismicidad

1. ESTRUCTURA DE LA TIERRA Y PROCESOS GEODINÁMICOS INTERNOS.

Podríamos considerar al planeta Tierra como una potente máquina térmica que combina y enfrenta en su superficie dos fuentes constantes de energía: la energía solar, externa, y la interna procedente de las profundidades del manto y del núcleo, más la aportada por la desintegración de elementos radiactivos. Estas dos fuentes de energía, ayudadas por la gravedad, se equilibran manteniendo en movimiento la materia que compone los grandes sistemas terrestres, en dos grandes ciclos y cuyo límite es la propia corteza terrestre.

Por un lado, un ciclo externo basado en la convección de las capas fluidas, atmósfera e hidrosfera, y que determina la zonación y funcionamiento de la máquina climática, la

distribución de la vida sobre el planeta y el modelado o destrucción del relieve terrestre mediante el ciclo sedimentario.

El otro ciclo, el ciclo interno, está basado en la convección de la materia en estado sólido y determina la tectónica de placas y todos los fenómenos asociados a ella, como la expansión de los fondos oceánicos, el origen de los orógenos, vulcanismo y fenómenos metamórficos.

La geosfera es pues un sistema activo, que se encuentra en equilibrio dinámico, porque a pesar de encontrarse en un constante proceso de génesis y demolición del relieve, los procesos geológicos internos y externos, respectivamente, mantienen dicho equilibrio. Si se produjera una perturbación natural del mismo (glaciación, terremoto, etc.) que desequilibrara el sistema, más tarde o más temprano el equilibrio volvería a recuperarse.

Todas estas transformaciones se verifican mediante procesos, entendiendo como proceso el conjunto de acciones interdependientes encaminadas hacia un resultado o producto. Todo proceso consta de uno o más agentes que realizan acciones y producen resultados.

Lógicamente, aquí nos estamos refiriendo a procesos geológicos, que constan, o se desarrollan, como fases o procesos progresivos, mediante flujos energéticos graduales y continuos, o bien como fases o procesos paroxísmicos, en que se producen liberaciones bruscas de energía, en las que la magnitud de los cambios producidos es muy superior a la habitual. Por ejemplo, los procesos geológicos fluviales se desarrollan gradual y

progresivamente, pero cuando sobreviene una avenida, se incrementa la energía cinética del río, la masa transportada, su poder erosivo y su extensión espacial.

Es obvio que en la presente unidad evitaremos volver a estudiar aspectos como la dinámica de los sistemas fluidos, la distribución de los seres vivos sobre el planeta, ya tratados en unidades anteriores; así como los aspectos relacionados directamente con la tectónica de placas, magmatismo, metamorfismo, expansión del fondo oceánico, etc., pues consideramos que han sido suficientemente estudiados en cursos anteriores como para tener los

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procesos ligados a la energía externa, aquellos que se refieren a la influencia de los agentes geológicos externos sobre el modelado o destrucción de la superficie terrestre.

1.1. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA Métodos de estudio del interior terrestre:

Para intentar comprender la naturaleza y estructura del interior terrestre se han utilizado desde tiempos remotos diversas técnicas y procedimientos que han propiciado la aparición y desarrollo de diferentes métodos de estudio. Unos están basados en experiencias directas mientras que otros se fundamentan en el estudio y aplicación de propiedades

geofísicas del planeta.

a) Métodos directos. Se basan en observaciones y estudios directos sobre las rocas o sus manifestaciones y/o estructuras. Se pueden destacar los derivados de perforaciones, minas y sondeos; las experiencias en laboratorio sobre el comportamiento y características de rocas y minerales, su edad; el estudio de estructuras geológicas; las representaciones cartográficas de todo tipo, etc. Con su aplicación se puede saber, de forma más o menos clara, la disposición de los materiales, así como sus relaciones, composición, etc., en los primeros Km. (unos 15 como máximo) del interior terrestre, lo cual, como es lógico, es muy poco significativo.

b) Métodos indirectos. Basados en el estudio de determinadas propiedades físicas de la Tierra, cuya interpretación puede aportar mucha más luz sobre la posible estructura del interior del planeta. Entre ellos destacan:

 El estudio de la densidad terrestre, que demuestra la heterogeneidad de la Tierra, siendo las zonas externas más ligeras que las profundas.

 El estudio de la gravedad terrestre, que sigue demostrando la heterogeneidad del planeta, así como explica la disposición en la vertical de las capas externas para que se cumplan los requisitos del equilibrio isostático.

 El estudio del magnetismo terrestre, gracias al cual, sobre todo al paleomagnetismo, se ha demostrado la dinámica de los bloques corticales.

 La comparación con meteoritos, mediante la cual se ha podido precisar la edad de la Tierra en unos 4.600 m.a.

 El estudio de la propagación de las ondas sísmicas, producidas en los terremotos o en explosiones artificiales, que han mostrado de forma más o menos claras las características del planeta en cuanto a estructura, estado, composición y dinámica. Estudiando las características de propagación de dichas ondas (velocidad, trayectoria) podremos conocer las características (naturaleza, estado, estructura) de las materiales que atraviesan, ya que su comportamiento cambia en función del medio atravesado.

Para su estudio, el paquete de ondas se representa por una serie de componentes, que sintetizan las características de propagación que nos interesan. Los principales tipos de ondas sísmicas que se analizan en los sismogramas son los siguientes:

Ondas P (longitudinales, primarias o de empuje). Son las primeras en alcanzar la superficie, ya que sólo representan una transmisión por vibraciones compresivo-distensivas unidireccionales.

Ondas S (transversales, secundarias o de cizalla). Se transmiten por la vibración transversal de los materiales, lo cual supone un mayor recorrido y, por tanto, una demora con respecto a las P.

Ondas L (superficiales). Representan el transporte de la energía por la superficie terrestre, que es más lento y se verifica de manera similar a la que ocurre cuando arrojamos una piedra en aguas tranquilas. Este movimiento ondulatorio superficial de gran amplitud es el que provoca las catástrofes y movimientos asociados a los terremotos, mucho más intensos en torno al epicentro.

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Por tanto, las velocidades de las ondas P y S aumentan con la rigidez y disminuyen con la densidad del medio que atraviesan, mientras que las S no se transmiten en los fluidos, debido a que éstos carecen de rigidez.

Los sismógrafos, en determinadas zonas del planeta, no registran la llegada de alguno (o de todos) de los tipos de ondas sísmicas. Estas ZONAS DE SOMBRA SÍSMICA están relacionadas con la desviación (por refracción) que sufren las ondas al atravesar zonas del planeta en estado de nula o baja rigidez. Entre ellas están la producida entre 100 y 1.000 Km. del epicentro de cualquier terremoto, que detecta el canal de baja velocidad del manto -situado

aproximadamente entre 70 y 300 Km. de profundidad- , zona en la que los materiales están en menor grado de rigidez que los superiores e inferiores y en un estado plástico y próximo a la fusión (estado de fusión incipiente). Otra es la que se encuentra entre 103° (11.500 Km.) y 142° (11.000 Km.) del epicentro de cualquier seísmo que, denominada cinturón de sombra sísmica, es debida a la desaparición de las ondas S y a la desviación de las ondas P al llegar a la discontinuidad de Gutenberg y penetrar en el núcleo externo líquido.

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Existen dos modelos de representación de la estructura de la Tierra: el modelo dinámico (comportamiento de los materiales) y el geoquímico (composición química). El primero pone de manifiesto que existen cuatro grandes unidades dinámicas: litosfera, astenosfera, mesosfera y endosfera; el segundo divide la Tierra en corteza, manto y núcleo. Esta estructura se ha definido sobre todo a partir del estudio de métodos indirectos como el estudio de las ondas sísmicas, de la densidad terrestre y de los meteoritos.

A) DIVISIÓN GEOQUÍMICA:

1. CORTEZA: Presenta grandes variaciones de espesor, entre 6 y 70 km. Podemos diferenciar dos unidades muy distintas.

a) Corteza Oceánica: Está estratificada en tres niveles: Nivel 1: sedimentos

Nivel 2: basaltos (rocas volcánicas)

Nivel 3: gabros (rocas plutónicas de igual composición que las anteriores)La corteza oceánica resulta del enfriamiento de cámaras magmáticas alimentadas con magma básico sobre las que se han depositado y consolidado sedimentos que caen constantemente sobre el fondo oceánico. Su edad máxima es de 180 millones de años y representa sólo el 4% de la historia de la Tierra.

Corteza Continental: Hoy no se acepta una corteza continental dividida en dos capas una superior granítica y otra inferior basáltica con una discontinuidad llamada de Conrad. En general la corteza continental es un conjunto caótico de rocas plutónicas, volcánicas y sedimentarias, metamorfizadas en distintos grados, casi siempre más intensos cuanto mayor es la profundidad. En algunos casos la parte superior es de naturaleza granítica y la inferior gabroide o intermedia entre estos tipos, pero en la mayoría de los casos el quimismo es homogéneo. Contiene rocas muy antiguas, de cerca de 4000 millones de años.

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3. NÚCLEO: Tiene densidades de entre 10 y 12 g/cm3, según los datos sísmicos. El hierro es el único elemento abundante en el Sistema Solar próximo a este valor. Debe estar aleado con un 4% de níquel, como en los sideritos (meteoritos férricos) y como seguiría siendo demasiado denso para el núcleo, contener entre un 8-10% de algún elemento ligero, probablemente azufre (formando sulfuros de hierro como en los meteoritos)

B) DIVISIÓN GEODINÁMICA: Litosfera, Astenosfera, Mesosfera y Endosfera. En la ASTENOSFERA, los estudios térmicos parecen demostrar que, debido a su estado de fusión incipiente, está dotada de movimientos convectivos de materiales, responsables, en último término, de la gran mayoría de los fenómenos geológicos (tectónicos y petrogenéticos) que afectan a la parte superficial del planeta. La astenosfera, por tanto, se comporta como una unidad dinámica que, en su actividad (debida a las corrientes convectivas), desplaza a toda la parte suprayacente de la Tierra (un millón de veces más rígida). Esta porción del planeta, denominada LITOSFERA, se comportará también como una unida dinámica, aunque este dinamismo sea de tipo pasivo al ser arrastrada por la astenosfera.

La litosfera comprende toda la corteza más la porción del manto que llega hasta el canal de baja velocidad. También se observa en las figuara que la litosfera continental es más gruesa que la oceánica; además, también es más plástica la continental que la oceánica.

La MESOSFERA correspondería con el resto del manto y la ENDOSFERA con el NÚCLEO.

1.2. TECTÓNICA DE PLACAS

IDEAS FUNDAMENTALES:

1. La litosfera está dividida en un conjunto de fragmentos rígidos denominados placas litosféricas. La mayoría de las placas contiene litosfera continental y litosfera oceánica. Existen siete grandes placas litosféricas: Euroasiática, Africana, Indoaustraliana, Pacífica, Norteamericana, Suramericana y Antártica. Entre ellas se sitúan una docena de placas de menor tamaño; de estas últimas, las más extensas son las de Nazca, Caribe, Cocos, Arábiga y Filipina.

2. Los límites o bordes de las placas litosféricas pueden ser de tres tipos:

Bordes constructivos o límites divergentes (situados en las dorsales)

Bordes destructivos o límites convergentes (situados en las zonas de Subducción

Bordes pasivos o límites conservadores (situados en las Fallas transformantes).

3.- Las placas litosféricas se desplazan sobre los materiales plásticos de la astenosfera.

El canal de baja velocidad del manto es una capa de baja rigidez; por lo tanto, la astenosfera se comportará plásticamente, en contraste con la litosfera, que es un millón de veces más rígida.

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4. Los desplazamientos de las placas litosféricas son causados por la energía térmica existente en el interior terrestre ayudada por la energía potencial gravitatoria.

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5.- La litosfera oceánica se renueva continuamente, mientras que la litosfera continental tiene un carácter más permanente.

 se crea en las dorsales por el proceso de extensión del fondo oceánico. Las dorsales constituyen así los bordes constructivos.

 es destruida en las zonas de subducción, marcadas por las fosas

o trincheras oceánicas, mediante subducción, bajo otra placa, o por obducción (cabalgamiento) respecto a otra placa. Las zonas de subducción constituyen así los bordes destructivos de placa.

 se desliza lateralmente entre dos placas en las fallas transformantes, que originan así los bordes pasivos de placa.

Los movimientos de las placas litosféricas están interrelacionados en todo el planeta, lo que ha valido a la Tectónica de placas el apelativo de Tectónica global.

6.- Aunque casi toda la actividad geológica interna se produce en los bordes de placa,

ésta no está restringida a los mismos:

 Cuando una colisión entre placas es muy importante, la deformación puede afectar no sólo al borde destructivo, sino a la totalidad de las placas.

 existen en zonas intraplaca anomalías térmicas que dan origen a los puntos calientes, que provocan el ascenso de un penacho de material caliente (pluma) que termina en un volcán activo. Los puntos calientes también se pueden localizar en los bordes de placa.

7.- A lo largo de la historia de la Tierra ha cambiado no solo la posición de las placas litosféricas o su forma y tamaño, sino también el número de estas. La creación de litosfera en las dorsales y su destrucción en las zonas de subducción, junto con procesos de divisiones y uniones de placas, son las causas de ello.

LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN

Son el motor de la Tectónica de Placas.

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desde un espesor mínimo casi inapreciable hasta espesores de 300 km. y es totalmente diferente tanto al manto como al núcleo, en lo que a características físicas y químicas se refiere. Entre otros procesos, la capa D influye en el campo magnético terrestre, las inversiones de polaridad y en los movimientos convectivos del manto. Esta capa es el resultado de un proceso complejo en el que el manto reacciona con el núcleo químicamente formándose mezclas de óxidos y aleaciones metálicas. La convección del manto crea la heterogeneidad de la capa D, a la vez que el calentamiento del manto por el núcleo rompe la zona de reacción entre las dos capas y lleva nuevos materiales del manto que interaccionan con el núcleo iniciándose de nuevo el proceso.

De la capa D ascienden por convección enormes masas de materiales calientes formando unos penachos o plumas térmicas que pueden llegar hasta la superficie de la Tierra, creando los puntos calientes. Estos puntos calientes pueden perforar litosfera oceánica (Hawai, Reunión), continental (Yellowstone o Decán en

la India), e incluso una dorsal (Islandia). En los años noventa se introdujo el término

superpluma para explicar la existencia de enormes cantidades de materiales que ascienden desde la base del manto y generan mesetas oceánicas o continentales de coladas basálticas con espesores de kilómetros. La más reciente, y más estudiada, fue la ocurrida durante el período Cretácico, hace 125 m.a., por la cual el nivel del mar subió

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Comprobamos así como la capa D, situada a 2.900 km de profundidad es responsable de importantes procesos ocurridos en la historia de la Tierra, creando litosfera y orógenos, cambiando el clima, influyendo así mismo en el desarrollo de la vida sobre la superficie del planeta.

El estado de mayor o menor fluidez en que se encuentran los materiales del núcleo externo y el manto hace pensar en una agitación térmica del planeta que debe afectar también a los materiales más superficiales. Parece ser que el calor irradia hacia el exterior por convección y por conducción, originando corrientes de convección que forman circuitos cerrados llamados células de convección.

Según el paleomagnetismo, la Tierra tiene un campo magnético desde que se originó hace 4500 ma. El campo magnético se origina en las corrientes de convección del material fluido conductor (Fe-Ni) que forma el núcleo terrestre, que lo hace funcionar como una dinamo gigante. La diferencia de temperatura existente entre la zona más profunda del núcleo externo (5150 km - 4700 ºC) y su superficie (2900 km - 1500 ºC) es suficiente para explicar la convección en esta zona de la Tierra.

El manto es la capa de mayor tamaño del planeta Tierra, con el 83% de su volumen y el 63% de su masa. Aunque se comporta como un sólido para el paso de las ondas sísmicas, deformándose elásticamente al paso de éstas, se comporta como un fluido que puede moverse con movimientos lentos de millones de años. Se trata de un movimiento provocado por la convección, que es la forma que tiene el manto de evacuar el calor interno de su interior debido al contacto con el núcleo. Se crean zonas con diferencias de temperaturas, y por tanto, con diferentes densidades, que inician un movimiento convectivo.

El manto supera en más de mil veces el valor crítico de convección (valor mínimo necesario para que se produzca una corriente de convección), lo que provoca una perturbación de todo el sistema de fluidos y la convección adquiere el carácter caótico al que no hemos referido en otras ocasiones. Los estudios experimentales con características similares a las que pueden existir en el manto producen modelos de convección intermitente, cuya base es la convección en dos sistemas, uno por encima de los 670 km y otro por debajo.

Intermitentemente, grandes cantidades de materiales procedentes del manto superior,

acumulados en el límite de los 670 km., penetrarían en el manto inferior hasta el núcleo. Estas últimas, llamadas plumas convectivas (hot spots). El origen de esta dinámica del manto parece ser triple:

El deslizamiento gravitatorio La subducción

Corrientes de convección del manto.

El manto es la capa generadora de la corteza, del movimiento de las placas litosféricas y de ella procede la energía responsable de los procesos geológicos internos: metamorfismo, magmatismo y orogénesis.

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De los flujos internos de energía que se producen en la Tierra, es la energía geotérmica la principal responsable de procesos geológicos como el magmatismo, el metamorfismo y la sismicidad, así como causa de otra fuente de energía, la energía mecánica, generadora de las deformaciones de la corteza terrestre. Por todo ello sería conveniente conocer el flujo térmico así como sus posibles variaciones para

comprender los procesos internos de la Tierra.

La energía

geotérmica o calor interno de la Tierra aumenta con un valor medio de temperatura de 0'03º C por metro que se profundiza (30º C/km.). La variación de la temperatura con respecto a la profundidad se denomina gradiente geotérmico ( T/z), el flujo térmico (q) vendrá dado por la expresión q= K. T/z, donde K es la constante de conductividad térmica de un material.

Las medidas del gradiente se realizan en las minas y mediante sondeos, tanto en la litosfera oceánica como en la continental, lo que permite conocer su distribución geográfica. El flujo térmico medio del planeta (qm) es de 0'06 W/m2, siendo mayor en la litosfera oceánica respecto a la continental, con valores especialmente altos en las dorsales y bajos en las zonas de subducción. Como podemos observar en el gráfico, el gradiente geotérmico se mantiene constante sólo en los primeros kilómetros y rápidamente desciende para no pasar de los 6.000º C en el núcleo.

Origen el calor terrestre:

1) Una gran parte del calor que llega a la superficie se origina en la corteza debido a la presencia de isótopos radiactivos de vida media larga: U238, Th232, K40 y U235, los únicos capaces de generar calor y con vidas medias comparables a la edad de la Tierra.

2) Pero la presencia de estos isótopos no es lo suficientemente abundante como para explicar la totalidad del flujo; además la concentración de estos elementos es aún menor en la corteza oceánica, más estrecha y con un flujo térmico aún mayor que la continental. Debe existir obligatoriamente otra fuente calorífica procedente de las capas más profundas. La complejidad en conocer la distribución de cada una de las fuentes calorífica en el flujo terrestre aumenta cuando el flujo térmico previsto en el límite núcleo-manto es el mismo que el de la superficie terrestre, con lo cual el manto sería el medio transmisor del calor del núcleo. Esta otra fuente de calor, no radiactiva, no es otra que el calor producido durante la formación de la Tierra, y ambas serían las responsables del flujo terrestre. Este calor fue el resultado de la adición de tres procesos distintos:

A) El impacto de las partículas de la nebulosa que generaron el Sistema Solar, en el que su energía cinética se convirtió en energía calorífica.

B) El proceso de acreción planetaria, que comprimió paulatinamente los materiales del interior con el consiguiente aumento de temperatura en el núcleo terrestre.

C) El proceso de diferenciación gravitatoria, en el que la formación del núcleo por la concentración del Fe y Ni a partir de la formación planetaria por acreción liberó grandes cantidades de energía gravitacional transformada en energía calorífica, principal responsable de la fusión del núcleo.

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Los materiales de la litosfera, la capa rígida superficial, están sometidos a la fuerza de la gravedad y a distintas combinaciones locales de fuerzas horizontales. Éstas proceden del desplazamiento de las placas, cuyo origen último está en la dinámica convectiva del manto. El calor interno de la Tierra, esencialmente un residuo del liberado por contracción gravitatoria durante su formación, se distribuye de manera desigual, dando lugar a diferencias regionales que mantienen una activa, aunque muy lenta, circulación interna. En la superficie los

desplazamiento producen fuerzas locales que provocan las deformaciones que estudia la Tectónica.

Cada punto material de la corteza está sometido a un campo de esfuerzos (fuerzas dirigidas) que variará según las fuerzas horizontales en juego y donde siempre interviene la gravedad. Se reconoce una dirección de esfuerzo máximo, otra de esfuerzo mínimo, perpendicular a la anterior, y por último una de esfuerzo medio perpendicular al esfuerzo máximo y al mínimo. En la dirección del esfuerzo máximo se ha de producir un acortamiento de la estructura, a la vez que un alargamiento (necesario para mantener constante el volumen de la formación) en la dirección del esfuerzo mínimo. Las dimensiones no deben variar en la dirección del esfuerzo medio. El desplazamiento neto de materiales debe producirse en una dirección oblicua a los esfuerzos máximo y mínimo.

Por otra parte la aplicación de un esfuerzo creciente debería dar lugar a deformaciones de tipos distintos. Primero una deformación elástica, reversible, como la que afecta a las rocas cuando son atravesadas por las ondas sísmicas; segundo una deformación plástica, geométricamente continua e irreversible, como la que observamos en el plegamiento; por último, una deformación rígida, frágil o por rotura, discontinua e irreversible, cuando se supera cierto valor. Las fallas representan el ejemplo mayor de deformación rígida.

Las propiedades intrínsecas de la roca, las estructuras que forma y las circunstancias en que se encuentran determinan el valor que ha de tener un esfuerzo para que la deformación sea rígida, plástica o elástica. Se llama rocas competentes a las que demuestran poca

plasticidad y alcanzan el límite de rotura sin haber llegado a sufrir una deformación plástica significativa. Son competentes en general las rocas plutónicas y, entre las sedimentarias, las calizas o las areniscas consolidadas cuando no están muy estratificadas. Una estratificación fina dará lugar generalmente a igualdad de material a deformaciones plásticas, principalmente pliegues. Son especialmente incompetentes las rocas arcillosas o las arenas. Las circunstancias físicas, especialmente la presión confinante, pueden alterar el comportamiento de una roca: en las regiones profundas de la corteza y en el manto, la elevada presión hace improbable la rotura, y materiales que son muy rígidos en la superficie se comportan de un modo mucho más plástico.

Relación esfuerzo deformación. Para unas

condiciones dadas de presión y temperatura, un material responderá a la aplicación de un esfuerzo primero con una deformación elástica (reversible), que es directamente proporcional al esfuerzo; luego con una deformación plástica (irreversible), que crece más deprisa que el esfuerzo; por último, con una deformación rígida (rotura), que a diferencia de las anteriores, rompe la continuidad original de los puntos materiales

Deformación frágil. Fallas

En geología, una falla es una discontinuidad que se forma por fractura en las rocas de la corteza terrestre, a lo largo de la cual hubo movimiento de uno de los lados respecto del otro. Las fallas se forman por

esfuerzos tectónicos o gravitatorios en la corteza terrestre. La zona de ruptura tiene una superficie generalmente bien definida denominada plano de falla, aunque puede

hablarse de banda de falla cuando la fractura y la deformación asociada tienen una cierta anchura

Elementos de una falla:

Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los

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horizontal, o inclinado). La orientación se describe en función de la dirección ol rumbo (ángulo entre el rumboNorte y la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y

el buzamiento (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el plano vertical perpendicular al rumbo de la falla). En general los planos de falla suelen ser curvos. El plano de falla puede pulirse por fricción, dando lugar a los denominados «espejos de falla». Se denomina banda de falla cuando la zona de deformación tiene una cierta anchura.

Bloques de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se encuentra en una posición superior se llama bloque

levantado y el que queda en la posición inferior se llama bloque hundido.

Salto o desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro. Podemos medir este desplazamiento en la dirección del desplazamiento (salto en dirección), en la vertical (salto en vertical) o en la horizontal (salto horizontal)

Estrías de falla: Son irregularidades rectilíneas que pueden aparecer en algunos planos de falla. Indican la dirección de movimiento de la falla.

Muro: bloque que queda por encima del plano de falla

Techo: bloque queda por debajo del plano de falla.

Tipos de fallas:

Falla normal o directa: el labio hundido se apoya sobre el plano de falla. Su origen es por fuerzas distensivas, dado que hay un aumento de superficie. El techo coincide con el bloque hundido.

Falla inversa: el labio levantado se apoya sobre el plano de falla. Se originan por fuerzas

compresivas. Hay disminución de superficie. El techo coincide con el bloque levantado.

Falla vertical: sin salto horizontal. En realidad son muy raras.

Falla de salto en dirección: no tiene salto vertical. Movimiento solo horizontal. Puede ser de movimiento dextral o sinestral.

Falla rotacional o en tijera: el movimiento se produce por una rotación alrededor de un eje. El salto varía en magnitud a lo largo del plano de falla.

2. RIESGOS RELACIONADOS CON LA GEODINÁMICA INTERNA.

La energía interna de la Tierra es el motor principal de los procesos que constituyen la denominada geodinámica interna. Estos son los procesos originados por las interacciones entre las distintas placas litosféricas que se desplazan sobre la astenosfera, formada por materiales plásticos. Pero estos procesos, que son estudiados por la teoría de la tectónica de placas, han sido tratados más o menos intensamente en cursos anteriores.

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Si observamos mapas de localización de los volcanes más o menos activos y de los terremotos observaremos que no todos ellos coinciden con los bordes de las placas litosféricas, sino que también existen en el interior de las mismas. Dichos fenómenos se pueden explicar por dos motivos:

Presencia de un punto caliente: son determinados puntos de la Tierra donde se producen las denominadas plumas térmicas de las que hablábamos en el apartado anterior. Una corriente ascendente de materiales a elevada temperatura procedente desde el propio núcleo (capa D") provocando la formación de volcanes, submarinos o incluso continentales, que van perdiendo actividad a medida que el desplazamiento de la placa le aleja del punto caliente. Cuando esto último ocurre, puede ocurrir que sufran una subsidencia y el mar erosione su cima y originen una forma característica denominada guyot. El ejemplo más característico lo constituyen las islas Hawai, Midway y Emperador, en el Pacífico.

Existencia de puntos débiles en la corteza terrestre: se trata de fracturas en la corteza, debidas a la existencia de una estructura más débil, por las que afloran a la superficie

materiales procedentes del manto, o incluso del núcleo. Las islas Canarias, que en un principio se pensó que su existencia era debida a la presencia de un punto caliente, constituyen un ejemplo de este tipo de fenómeno.

Tanto en estos dos casos como en los procesos paroxísmicos debidos a la tectónica de placas, la energía interna de la tierra se pone de manifiesto de dos maneras: por medio de la energía geotérmica directa, que se libera a través de los volcanes, y por medio de la energía elástica, acumulada en las rocas y que se libera en los movimientos sísmicos. En realidad, esta última procede de aquella, ya que es la fuerza motriz de las placas, y los movimientos sísmicos se originan como consecuencia de las fricciones producidas por dichos movimientos.

2.1. VULCANISMO Concepto.

Un magma es una mezcla compleja de silicatos fundidos, a temperaturas que oscilan entre 700 y 1.500°C, que contiene proporción considerable de vapor de agua y otros

compuestos (CO2, F, Cl, Br, ...) que son volátiles a presión ordinaria, pero que , a las grandes presiones existentes en el interior de la corteza terrestre, permanecen incorporados al sistema en fusión.

En general, una roca es un conjunto de minerales, cada uno de ellos con su punto de fusión característico. Por lo tanto, la roca no tendrá un punto de fusión, sino un intervalo de temperaturas en el que parte de la roca estará fundida y otra parte sólida. El punto de comienzo de fusión de una roca constituye el punto de solidus y el del final de fusión el punto de liquidus, entre ambos, una roca estará parcialmente fundida. Se dice que la astenosfera está en un estado de fusión incipiente ya que el porcentaje de fusión del manto a esa profundidad sólo es de un 1-3%.y esa porción de magma forma una fina película alrededor de los minerales no fundidos.

Origen de los magmas

Hay tres sistemas para producir magma en la Tierra:

1. Por un aumento de la temperatura, debido a causas mecánicas (fricción entre placas), a la cercanía de otra masa fundida o a la concentración de minerales radiactivos.

2. Por una disminución de presión, fenómeno ligado a procesos distensivos entre placas o a la existencia de fracturas en la litosfera.

3. Por adición de agua, debido a que los grupos OH> rompen eficazmente los enlaces Si-O que forman la base estructural de los silicatos.

Así pues, toda roca en estado de fusión incipiente o cercana a él se puede convertir en magma si sufre uno de los tres procesos descritos anteriormente, aunque en las situaciones geológicas reales (dorsales, zonas de subducción, puntos calientes) se suelan combinar varios de ellos.

Tipos de magmas.

Los tipos principales de magmas son tres: basáltico, andesítico y granítico. De ellos, el basáltico y el granítico son magmas primarios, lo que significa que provienen directamente de rocas del manto o la corteza fundidas en uno de los procesos descritos anteriormente, mientras que la naturaleza de los andesíticos es un tema más discutido.

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calientes, los alcalinos suponen una fusión de un 15% del manto, a unos 80 Km de

profundidad, y los toleíticos un 30% a unos 30 Km, mientras que en las zonas de subducción se generan magmas alcalinos entre 50-70 km.

Las andesitas, rocas más ricas en sílice y minerales hidratados (anfíboles, biotita) que los basaltos, se encuentran en todos los bordes destructivos de placa (tanto en arcos insulares como continentales tipo Andes). Son probablemente las de origen más complicado de todas las rocas magmáticas, hasta el punto de que ni siquiera hay acuerdo sobre si los magmas

andesíticos son o no magmas primarios. Según unos autores se forman por fusión de las peridotitas, entre 60-100 Km, en presencia de agua procedente de la deshidratación de minerales; según otros, se forma por fusión de la corteza que subduce a unos 100-150 Km. (y sería un magma primario). Como no hay una solución definitiva, lo más prudente será

considerar que las andesitas se pueden originar por los dos sistemas.

El granito es una roca común en la corteza continental, rica en sílice, feldespatos (ortosa y plagioclasas) y biotita; los granitos jóvenes aparecen formando grandes masas (batolitos) en bordes destructivos de placa. Su origen hay que buscarlo en las zonas de subducción; cuando ésta tiene lugar bajo un continente, los magmas basálticos o andesíticos tendrán que atravesar en su ascenso la corteza continental, donde se encontrarán rocas ígneas o sedimentarias metamorfizadas ricas en cuarzo, feldespatos y micas y que, por tanto, serán fáciles de fundir. Los análisis han demostrado que se pueden formar granitos por fusión de rocas originalmente ígneas (granitos I) y otros por fusión de rocas de origen sedimentario (granitos S). La mayoría de los plutones que se forman sobre las zonas de subducción son granitos I y se llaman también orogénicos ya que la propia subducción desencadena la creación de una cadena montañosa(orógeno).

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De sus propiedades físicas cabe destacar su grado de viscosidad, ya que de ella depende su movilidad y, consecuentemente, su mayor o menor facilidad de ascenso, así como su rapidez para enfriarse. La viscosidad está ligada a tres factores: presión, la temperatura y la composición.

- a igualdad de presión, la viscosidad disminuye al aumentar la temperatura. - a igualdad de temperatura, la viscosidad aumenta con la presión.

- a igualdad de presión y temperatura, influyen dos factores:

• a mayor concentración de sílice (mayor grado de acidez), mayor viscosidad. • a mayor concentración de volátiles (mayor presión interna), menor viscosidad.

El tipo de vulcanismo, consecuentemente, va a estar en función de la viscosidad: • Los magmas ácidos (como los graníticos), más viscosos muestran mayor dificultad para salir y provocan violentas explosiones.

Los magmas básicos (como los basálticos), menos viscosos fluyen mejor y provocan erupciones efusivas.

Los magmas intermedios darán origen a erupciones más o menos violentas. En cualquier caso, el contenido de gases también condiciona mucho la forma de salir del magma. A mayor cantidad mayor riesgo potencial, y viceversa.

Actividad volcánica

Las estructuras típicas formadas por las rocas volcánicas se llaman volcanes o edificios volcánicos, y pueden adoptar formas muy diversas en función, sobre todo, de la viscosidad del magma. Cuando ésta es baja, el magma fluye de la cámara magmática a través de la

chimenea, sale a la superficie por el cráter y se extiende formando coladas de lava (magma desgasificado), mientras que los volátiles que siempre hay en una cámara se liberan formando fuentes de lava. Pero cuando el magma es viscoso, las burbujas de volátiles lo fragmentan al escapar. Estos fragmentos, los piroclastos (bombas, lapilli, cenizas), son lanzados al aire por los volátiles, formando chorros que el viento dispersa. Por último, si la viscosidad es máxima (magmas ácidos) los volátiles apenas pueden escapar del magma, y muchas burbujas quedan atrapadas en éste -magma vesiculado-, hasta que las paredes de las burbujas se rompen, liberando los volátiles. Estos son tan abundantes que transportan en suspensión, a favor de las pendientes, los fragmentos de magma semisólido, como en un colchón de aire (nube ardiente o colada piroclástica).

De acuerdo con lo anterior, surgen los siguientes cuatro tipos básicos de edificios volcánicos:

Escudo, formado sólo por coladas, generalmente basálticas.

Estratovolcán o volcán compuesto, formados por coladas y capas de piroclastos(unos y otros generalmente andesíticos) alternantes.

Cono de escorias (o de cínder), formado sólo por piroclastos básicos o intermedios.  Domo, formado por capas de magma ácido que no llegan a abandonar el conducto,

creciendo sobre él y liberando ocasionalmente los volátiles en nubes ardientes. Un tipo especial de estructura volcánica es la caldera, de forma circular o elíptica, de 2 a 20 Km de diámetro, y formada en la mayoría de los casos por colapso del techo de una cámara magmática semivacía tras una erupción masiva, en general, de una nube ardiente. Algunas calderas(casi siempre de menos de 5 Km de diámetro) pueden formarse por explosión de la cumbre de un edificio volcánico.

Los tipos de materiales (coladas de lava, piroclastos, coladas piroclásticas) que emite un aparato volcánico dependen sobre todo de la viscosidad del magma. A su vez, el proceso de emisión de cada material es diferente y se llama actividad volcánica. Una erupción volcánica se compone en general de periodos de actividad diferente, producidos en sólo unas pocas horas o bien a lo largo de años enteros.

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A estos tipos podrían añadirse las erupciones freáticas (Krakatoa, Tambora), que no son un tipo aparte sino que incluyen todas aquellas en las que entra agua en la cámara magmática; el vapor producido se añade a los gases propios del magma, determinando unas erupciones muy violentas.

La actividad hawaiana tiene lugar bien a través de fisuras (Islandia) o por el cráter de un volcán en escudo (Kilauea, Mauna-Loa), y consta de fases de actividad intensa en las que se emiten fuentes de lava y otras tranquilas en las que se derraman coladas.

En la actividad estromboliana (Stromboli), además de producirse coladas, el gas provoca la emisión aérea de piroclastos de gran tamaño en trayectorias balísticas.

En la actividad vulcaniana (Vulcano, Vesubio) es típica la formación de grandes columnas eruptivas de cenizas, lo que indica que el magma es más viscoso y su fragmentación más intensa.

Los tipos pliniano (o peleano) y ultrapliniano se producen cuando la vesiculación masiva del magma crea las condiciones para la formación de nubes ardientes. Sólo en el tipo ultrapliniano (más de 100 Km3 de material emitido) se producen grandes coladas piroclásticas (nubes ardientes) y, en general, estas erupciones están relacionadas con calderas de colapso.

En muchos casos estos tipos de actividad se suceden en el curso de una misma erupción, por lo que los ejemplos anteriormente mencionados, sólo lo son a título aproximado. Un caso muy típico es una erupción que comienza con actividad estromboliana (la cámara se desgasifica) y acaba con actividad hawaiana (fuentes de lava y emisión de coladas) (p.ej. Teneguía, La Palma, 1.971). Otras, como la del St. Helens (USA, 1.980) comenzaron siendo estrombolianas y acabaron como plinianas. Por eso es mejor no hablar de tipos de erupción sino de tipos de actividad.

Factores de riesgo volcánico:

1. Exposición: Las áreas volcánicas suelen estar superpobladas debido a que los volcanes proporcionan tierras fértiles, recursos minerales y energía geotérmica, por ello, en muchas ocasiones, la aglomeración de la población es la causa principal de que el desastre sea mayor de lo esperado.

2. Vulnerabilidad: Susceptibilidad ante los daños. Viene determinado por el grado de conciencia ante los peligros, el estado de las infraestructuras y de las viviendas, la existencia de medidas de tipo político y la capacidad económica de las personas y de las comunidades para hacerle frente. La riqueza, la tecnología, la educación y la información disminuyen la vulnerabilidad, por lo que los países pobres son mucho más vulnerables que los ricos frente a las catástrofes naturales.

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Tipos de erupciones:

20km

Pliniano

Vulcaniano

Vesubiano

1km

Estromb

100m

Haw.

1km 5km 20km 1000km

4. Tipo de erupción: que condiciona la peligrosidad, la intensidad que está supeditada al número de volcanes, la frecuencia de las erupciones y la violencia de éstas, que, como vimos anteriormente, depende de la viscosidad de la lava y de la presencia o ausencia de gases. Lógicamente hemos de tener en cuenta la clasificación que hacíamos de los tipos de volcanes, pues van a determinar la efusividad, explosividad y peligrosidad de cada tipo, aunque recordemos que un volcán puede variar de estilo erupción de una a otra erupción, e incluso durante el desarrollo de una misma erupción. Podemos diferenciar, en general, dos tipos de erupciones: erupciones fisurales, a lo largo de fracturas de recorridos más o menos amplio, como son los volcanes de tipo islándico de lava muy fluida, con pocos gases, que se depositan en capas horizontales; y las erupciones centrales, originadas en puntos localizados. Los riesgos que plantean estas últimas depende del tipo de volcán.

Los principales RIESGOS VOLCÁNICOS son :

A) las coladas de lava: que pueden cubrir grandes áreas. Lavas ácidas(AA) (alto contenido en sílice), viscosas, se desplazan lentamente, contienen muchos gases y por tanto son muy peligrosas ya que ocasionan violentas explosiones que fragmentan la lava en trozos que son lanzados al aire y que caen al suelo en forma de piroclastos. Las lavas básicas (PAHOEHOE) (con menos sílice) son muy fluidas, se desplazan con mucha rapidez. Tienen escasa peligrosidad. En general los volcanes asociados a dorsales, a puntos calientes y a fracturas en el fondo oceánico suelen emitir lavas básicas o fluidas; mientras que en los bordes destructivos, suelen ser más ácidas y viscosas. Provocan daños en los cultivos, incendios, cortes en carreteras, arrasan pueblos y taponan valles, produciendo inundaciones.

B) las lluvias de piroclastos: (cenizas, lapilli y bombas) cuya caída puede provocar muertes por los impactos, lluvias de barro, hundimiento de viviendas, destrozos de cultivos y enfriamiento del clima ya que permanecen en suspensión en la atmósfera durante meses, dificultando el paso de la radiación solar.

C) las nubes ardiente o flujos de piroclastos: que constituyen la manifestación

volcánica que reviste una mayor peligrosidad. Se origina cuando una columna eruptiva, en vez

C

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de ascender en el seno del aire, cae bruscamente y en segundos desciende vertiginosamente por la ladera del volcán como una nube de fuego rodante constituida por gases y por

fragmentos incandescentes de piedra pómez y cenizas, que deposita en los lugares por donde pasa, pudiendo desplazarse hasta 100 km. Si los fragmentos incandescentes se detienen, se solidifican recibiendo el nombre de colada de piroclastos. Produce daños por combustión, quemaduras, muerte por asfixia, y destrucción total de todos los bienes materiales.

D) Explosiones: Dependen de la viscosidad de la lava. Las lavas viscosas son más explosivas y peligrosas que las fluidas. Provocan emisión a la atmósfera de enormes cantidades de piroclastos o desprendimiento de las laderas del volcán, dando lugar a inundaciones por taponamiento de valles o daños en las construcciones humanas.

E) Formación de un domo volcánico. Si la viscosidad de la lava es muy grande, se deposita en el cráter y forma una especie de masa bulbosa que hace de tapón, obstruyendo la salida de la lava. La explosión del domo agranda el cráter, y puede provocar una nube ardiente.

F) Formación de una caldera: Tras una gran explosión se expulsan enormes

cantidades de piroclastos, la cámara magmática queda vacía e inestable, su techo se desploma y el cráter se agranda. Puede llenarse de agua de lluvia o del deshielo o transformarse en un lago. Ocasiona terremotos, tsunamis y desplome del edificio volcánico.

Los riesgos indirectos son aquellos que no son producidos por la erupción volcánica, directamente, sino por el efecto de la acción de ésta sobre otros elementos del entorno que desembocan suponiendo un riesgo de cierta importancia para las actividades humanas. Pueden adoptar diversas formas, entre las que destacaremos las siguientes:

A) Formación de lahares: un volcán, sin necesidad de que se encuentre en estado de máxima actividad, provoca el deshielo de las nieves presentes en su cumbre, se genera un río de barro con efectos devastadores. Arrasa las poblaciones y los cultivos enterrándolos en lodo.

B) Tsunamis: se trata de un maremoto originado por el hundimiento de una caldera submarina o el deslizamiento lateral de una gran cantidad de materiales del cono volcánico; da lugar a una ola gigantesca de decenas de metros de altura que se desplaza por el océano hasta centenares de kilómetros de distancia.

C) Movimientos de laderas: debidos al temblor originado por la erupción, provoca el desprendimiento o deslizamiento de las laderas por pérdida de cohesión de los materiales. Da lugar a inundaciones por taponamiento de valles o causa la destrucción de los bienes

materiales.

D) Emisión de gases venenosos o asfixiantes. Pueden causar molestias respiratorias o incluso la muerte por asfixia de personas o animales.

MEDIDAS DE PREDICCIÓN Y PREVENCIÓN:

Para predecir los efectos de un volcán debemos tener un conocimiento profundo de su historia, de la frecuencia de sus erupciones (tiempo de retorno), de la intensidad de las mismas, etc. Para ello hemos de analizar los “síntomas” del comienzo de la erupción mediante

mecanismos como: la colocación de estaciones de observación (con sismógrafos, gravímetros, magnetómetros, inclinómetros, etc) donde podamos captar datos sismológicos, ruidos,

observación de los denominados precursores volcánicos, como cambios en el potencial eléctrico de las rocas, en sus características magnéticas, etc.; cambios en la topografía del volcán, emisión de gases, y, en definitiva, de todo aquello que pueda suponer un posible indicio de la proximidad de una erupción volcánica. Sin embargo, no siempre son fiables estos datos, pues algunos de estos datos pueden ser originados por otros factores y no siempre van a presentar una cierta proporcionalidad con respecto a la intensidad de la erupción y no son demasiado certeros, pues, por ejemplo, el vulcanismo explosivo es el más peligroso y el más difícil de pronosticar. Será necesaria la elaboración de mapas de riesgo y peligrosidad para delimitar zonas potenciales de actividad.

Las medidas preventivas más adecuadas varían en función del tipo de vulcanismo. Las más importantes son:

a) Estructurales:

1. Construcción de canales o diques para guiar la lava. 2. Reducir el nivel de los embalses de las zonas próximas.

3. Realizar túneles de descarga del agua de los lagos del cráter para evitar la formación de lahares.

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5. Instalación de sistemas de alarma y planificar los lugares y normas que hay que seguir en caso de evacuación.

b) No estructurales:

1. Adoptar medidas de Ordenación del territorio como evitar la construcción en zonas de alto riesgo sobretodo en volcanes de tipo explosivo o restringir temporalmente el uso del territorio.

2. Instalación de sistemas de alarma y alerta. 3. Contratación de seguros.

4. Planes de Evacuación y de Protección civil.

Hemos de tener siempre en cuenta que si se presentan dos riesgos unidos, el riesgo resultante no proviene de la suma lineal de ambos, sino, en todo caso, de la multiplicación. Es decir, la presencia o existencia de un fenómeno determinado repercute potenciando

enormemente los efectos del otro.

Distribución de las áreas volcánicas y su relación con la Tectónica de Placas

Vulcanismo en España:

Podemos considerar cuatro zonas de vulcanismo reciente en España.

Vulcanismo en las Islas Canarias

Su ORIGEN es controvertido.

1. Hipótesis de que su formación se debe a una pluma mantélica o punto caliente sobre el que se habría desplazado el margen africano.

2. Teoría de la fractura propagante: Las islas Canarias se encontrarían sobre una zona de fractura que sería prolongación de la del Atlas meridional que se abriría o cerraría

generando los diferentes episodios volcánicos en diferentes áreas.

Vulcanismo del Campo De Calatrava

Su actividad se desarrolló entre hace 1,75 y 8,7. Es, por tanto, una actividad bastante reciente. Los mecanismos eruptivos causantes de estas morfologías han sido

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El Vulcanismo en el Cabo de Gata

El macizo de Cabo de Gata es la parte emergida de una región volcánica de mayor amplitud que continúa bajo el mar de Alborán y aflora en el norte de África. Este vulcanismo de tipo calco-alcalino se formó durante la era Terciaria en cuatro periodos de emisión magmática, seguidos de una fase hidrotermal, datables entre 15.000.000 y 7.900.000 años

aproximadamente. Una hipótesis tradicional lo relaciona con subducción en el mioceno de la placa africana bajo la placa ibérica. Hoy día se tiende a relacionar con el movimiento de estas placas que generarían momentos de compresión y otros de distensión pero sin que se haya producido subducción entre las dos placas. La falla de en dirección de Palomares se habría desplazado con movimiento destro con dirección N10 y generaría dos áreas de distensión o dilatación en sus extremos que habría generado el área de Mazarrón al Norte y la de Cabo de Gata al Sur.

El Vulcanismo en Olot

El Parque Natural de la Zona Volcánica de la Garrotxa es uno de los espacios protegidos más singulares de Cataluña. Contiene unos cuarenta conos volcánicos de tipo estromboliano y reatomagmático, y más de veinte coladas de lavas basálticas con morfologías bien singulares. Vulcanismo extinguido pero no inactivo.

Su origen estaría relacionado con los procesos de distensión tras la compresión que dio lugar a los Pirineos y que generaría los valles tectónicos catalanes.

El riesgo volcánico en España.

En la Península hay cuatro zonas sin riesgo volcánico: Olot (Gerona), Campo de Calatrava (Ciudad Real), Almería- Murcia e Islas Columbretes (Castellón).

En las Islas Canarias, por el contrario, hay un riesgo volcánico real, acrecentado por el aumento de la densidad de la población. Se relaciona con fracturación en bloques de la

plataforma continental de la placa africana y no con la actividad de un punto caliente. Se emiten fundamentalmente basaltos alcalinos (de carácter fluido y baja explosividad), por lo que el riesgo volcánico es bajo. En Tenerife los magmas son más viscosos y con más gases, lo que implica una mayor explosividad.

2.2. SISMICIDAD

Las rocas de la corteza terrestre pueden comportarse elásticamente, acumulando energía. Cuando se supera el límite de

elasticidad dichos materiales, se fracturan, produciendo una falla y liberando la energía acumulada. Esta energía elástica se puede acumular hasta centenares de años, pero se libera de forma repentina en unos segundos. Por tanto, podemos decir que la energía disipada en un terremoto procede de la liberación brusca de la energía elástica, almacenada en las rocas, cuando se produce su fractura.

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al plano de una falla. El primer punto de la superficie a la que llegan las ondas sísmicas es el

epicentro, que está situado en la vertical del foco y es el punto donde el terremoto presenta su magnitud máxima.

Como sabemos el movimiento sísmico se propaga por medio de las ondas sísmicas. Estas ondas sísmicas pueden ser de dos tipos: las de profundidad y las ondas superficiales, más lentas, pero que ahora son las que nos interesan porque a ellas se deben los principales daños causados por los terremotos.

Las ondas de profundidad son de dos tipos ondas P (primarias) o longitudinales y ondas S

(secundarias) o transversales. Las primeras mueven a las partículas paralelamente a la propagación de la onda y las ondas S las mueven perpendicularmente. El movimiento de las ondas superficiales está restringido a la superficie del suelo. Pueden dividirse en dos clases:

ondas Love: provocan un movimiento en una partícula del suelo horizontal y perpendicularmente a la dirección de propagación.

ondas Rayleigh: el movimiento que provoca en la partícula es un movimiento similar al de las olas de un lago, las partículas se desplazan en el plano vertical, en la dirección de propagación, describiendo elipses.

Las ondas son registradas por los

sismógrafos, basado en la inercia de un péndulo que permanece inmóvil durante el seísmo, resultando una gráfica que se denomina sismograma. La diferencia de tiempo entre la llegada de las ondas P y la de las S permite calcular la distancia a la que se encuentra el foco; y la amplitud de la oscilación da una medida del orden de la magnitud del terremoto, según una escala llamada de Richter.

La energía liberada viene dada por la siguiente ecuación:

log E = 11'8 + 1'5 M

Donde M es la magnitud del terremoto en la escala de Richter, y E la energía liberada expresada en ergios (1 ergio = 10-7 julios).

Los riesgos originados por los fenómenos sísmicos pueden ser variados: movimientos tectónicos, erupciones volcánicas, impactos de meteoritos, explosiones nucleares, asentamiento de grandes embalses, etc. La observación y medida de estos procesos se realiza mediante unos aparatos denominados sismógrafos que se

encuentran situados en estaciones sismológicas, y se lleva a cabo mediante dos parámetros: la

intensidad y la magnitud del seísmo.

La intensidad se expresa en la escala de Mercalli, elaborada a posteriori en función de los daños originados, que dependen de diversos factores como magnitud, de los materiales de la zona y de las densidad de población y del tipo de construcciones que haya en la zona. La

magnitud se representa en la escala de Richter, en función de la energía liberada

(recordemos la fórmula que veíamos en apartados anteriores: log E = 11’8 + 1’5. M). Si unimos con una línea los puntos geográficos que hayan padecido la misma intensidad sísmica

(Mercalli), obtendremos una isosista.

La incapacidad de poder predecir los movimientos sísmicos con la suficiente antelación como para poder tomar medidas es la gran asignatura pendiente de la Geología, pero es importante tener en cuenta que los terremotos no se producen al azar, ni en el espacio ni en el tiempo.

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proximidad de un movimiento sísmico, por ejemplo la conductividad eléctrica, el magnetismo, etc. Sin embargo, dichos cambios no se producen con la suficiente antelación como para permitir una actuación rápida y eficaz. Por otra parte, no se ha encontrado correlación entre los valores de estos factores y la magnitud o intensidad de los movimientos sísmicos, por lo que no se pueden tomar medidas de prevención de una manera totalmente adecuada.

Existe una serie de riesgos que podíamos considerar secundarios o derivados, debido a que, al igual que ocurría con los riesgos volcánicos, afectan a grandes zonas y llevan consigo una serie de riesgos entre los que cabe destacar:

Daños en edificios por agrietamiento o desplome de los mismos. Provoca inestabilidad en las laderas.

Rotura de presas y conducciones de agua y gas, con el consiguiente riesgo de inundaciones e incendios.

Licuefacción de sustratos poco consolidados, se trata de materiales poco estables que se hacen más o menos fluidos, en función de su naturaleza, del contenido en agua o de la intensidad o duración del movimiento sísmico. El resultado es parecido a la formación de “arenas movedizas”.

Tsunamis, grandes olas producidas cuando el hipocentro esta en el océano; y

seiches, que son olas inducidas en aguas continentales.

Desaparición de acuíferos y desvíos de cauces de ríos.

Corrimientos de tierra submarinos por derrumbe de sedimentos a través del talud o arrastre de los materiales de un delta.

MEDIDAS DE PREDICCIÓN:

Es imposible determinar el momento y lugar exactos en que se originará un seismo, pero los estudios históricos y el análisis de los precursores sísmicos permiten hacer una aproximación.

1. Los estudios históricos muestran que hay períodos de intensa actividad sísmica entre los que se intercalan periodos de tranquilidad, y permiten determinar su cadencia y establecer un rango temporal en el que se prevé la ocurrencia de un evento de una determinada violencia

2. Precursores sísmicos: Variación de parámetros geofísicos o modificaciones del terreno asociados a la liberación de la energía elástica acumulada.

a) Disminución de la relación de velocidades de las ondas sísmicas (vp/vs) debida al cambio de la rigidez, comprensibilidad y densidad de las rocas fracturadas.

b) Elevaciones del terreno debidas al aumento de volumen generado pro el mayor números de microgrietas en las rocas por los esfuerzos tectónicos.

c) Liberación de gas radón en pozos profundos, que llega a ser hasta el triple de su valor normal, expulsado de las rocas al rellenar el agua las grietas que se originan.

d) Disminución de la conductividad eléctrica y cambios en el magnetismo local a consecuencia del cambio de las propiedades electromagnéticas de los fluidos que rellenan las grietas.

e) Aumentos de la cantidad de microsismos, que no son sino la muestra de las rocas comienzan a ceder alas enormes tensiones y a fracturarse.

MEDIDAS DE PREVENCIÓN: Para prevenir los efectos de los movimientos sísmicos se recurre a una serie de medidas entre las que destacan:

1. Medidas estructurales:

Aplicación de las normas de construcción sismorresistentes en aquellas zonas en que los mapas de riesgo lo aconsejan. Esta normativa básica va encaminada a reducir la exposición y la vulnerabilidad, para lo que se intenta:

a) Construir sin modificar demasiado la topografía natural de la zona b) Evitar la aglomeración de población

c) Dejar espacios amplios entre edificio así los daños en uno no afectarán a los demas.

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construir edificios bajos y poco extensos para evitar hundimientos y fragmentación en partes.

e) Instalar conducciones de gas y agua flexibles para evitar su rotura.

2. Medidas no estructurales

La elaboración de mapas de riesgo en zonas propensas sirve como medida de predicción y de prevención, ya que supone:

a) La ordenación del territorio (aplicando medidas de restricción en los casos que sea preciso, disposición de las instalaciones en la ubicación más adecuada y en las mejores condiciones)

b) Protección civil (emergencias, alarmas, planes de evacuación, información a la población, etc.)

Referencias

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