TEMA 8 - PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS

I.E.S. “LA JARA”-Vva. de Córdoba

DTO. BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA

CIENCIAS DE LA TIERRA Y DEL MEDIO AMBIENTE

TEMA 8. PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

1.1. Origen de la Tierra. De acuerdo con los postulados que se manejan en la Teoría Nebular Moderna sobre el origen del Sistema Solar, la Tierra, al igual que el resto de los planetas interiores, se formó por acreción de planetoides; dicha acreción propició la formación de un cuerpo de mayor tamaño, cuyo núcleo central estaría formado por elementos metálicos (Fe principalmente) ya que los primeros planetoides en formarse tendrían esta composición, debido a su mayor punto de fusión y, por tanto, a su más rápida condensación, sobre el que, por atracción gravitatoria, fueron cayendo cada vez mayor cantidad de planetoides hasta provocar la formación del planeta. La colisión de planetoides llegó a fundir parcialmente el planeta en formación, lo que provocó la diferenciación de éste en sus capas constituyentes -Núcleo, Manto y Corteza- así como también, por el escape de las sustancias volátiles tras las colisiones, la formación de las capas exteriores -Hidrosfera y Atmósfera primitivas-; posteriormente, cuando las condiciones ambientales lo permitieron, apareció la vida y la influencia de los seres vivos sobre las capas externas determinó la formación de la Atmósfera, Hidrosfera y Biosfera definitivas.

1.2. Origen de energía interna de la Tierra. La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad, fenómeno conocido como gradiente geotérmico y su centro puede superar los 6.700 °C, más caliente que la superficie del Sol; se supone que los tres factores que han contribuido al calor interno de la Tierra son los siguientes:  El calor liberado por la colisión de meteoritos durante la formación de la Tierra.  El calor emitido cuando el hierro cristalizó para formar el núcleo interno sólido.  El calor emitido por la desintegración radiactiva de los elementos, en especial los isótopos radiactivos de uranio (U), torio (Th) y potasio (K). Solo el tercer factor permanece activo, y es mucho menos intenso que en el pasado; la Tierra irradia al espacio más calor del que se genera en su interior, por lo que se enfría lenta pero continuamente. El calor interno de la Tierra proviene de una combinación del calor residual de la acreción planetaria (20%) y el calor producido por la desintegración radiactiva (80%). Los isótopos con mayor producción de calor en la Tierra son el potasio-40, el uranio-238, uranio-235 y torio-232. En el centro del planeta, la temperatura puede llegar hasta los 7 000 °K (Kelvin) y la presión puede alcanzar los 360 GPa (Gigapascales). Debido a que gran parte del calor es proporcionado por la desintegración radiactiva, los científicos creen que en la historia temprana de la Tierra, antes de que los isótopos de reducida vida media se agotaran, la producción de calor de la Tierra fue mucho mayor. Esta producción de calor extra, que hace aproximadamente 3000 millones de años era el doble que la producción actual, pudo haber incrementado los gradientes de temperatura dentro de la Tierra, incrementando la convección del manto y la tectónica de placas.

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¿Cómo se ha podido conservar parte de esta energía a través de 4.500 · 10 m.a.? La respuesta hay que buscarla en la opacidad y, por tanto, en el bajo rendimiento del transporte calorífico de los materiales constitutivos de dichos planetas a la irradiación de energía (que tardaría miles de millones de años en llegar a la superficie). Hay que añadir además que a la energía primordial se le suma la generada en la desintegración de isótopos de vida media larga, cuya desintegración se produce de manera continua y que, en el caso de la Tierra, podría suponer hasta un 80 % de la energía recibida en superficie. Sin embargo, la Tierra pierde calor de forma continua. Una parte de la energía térmica del núcleo es transportada hacia la corteza por plumas térmicas del manto; una forma de convección que consiste en afloramientos de roca a altas temperaturas. Estas plumas pueden producir puntos calientes y coladas de basalto. La mayor parte del calor que pierde la Tierra se filtra entre las placas tectónicas, en las surgencias del manto asociadas a las dorsales oceánicas. Casi todas las pérdidas restantes se producen por conducción a través de la litosfera, principalmente en los océanos, ya que allí la corteza es mucho más delgada que en los continentes. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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1.3. Transmisión de la energía interna Las formas posibles de transmisión de la energía hacia la superficie son tres:  radiación,  conducción y  convección. La radiación puede ser eficiente a gran profundidad y temperaturas cercanas a la fusión, ya que en estas condiciones los silicatos son transparentes a la energía emitida, por lo que la radiación puede viajar distancias importantes antes de ser reabsorbida. La conductividad o conducción térmica es la transmisión de calor de roca a roca, desde el interior del planeta a la superficie. Este viaje que realiza el calor se conoce con el nombre de flujo térmico. Dado que las rocas transmiten (conducen) mal el calor, el viaje dura miles de años. Las corrientes de convección son movimientos que describen los fluidos. Cuando éstos se calientan, se dilatan y ascienden. Al llegar esos materiales a la corteza terrestre se enfrían debido a que esta capa tiene una baja temperatura. Al enfriarse los materiales, se contraen y descienden hasta alcanzar el núcleo de La Tierra, donde el proceso volverá a comenzar. El calor se transmite de forma más eficiente que en el caso anterior. Toda esta energía térmica actúa sobre los materiales provocando el movimiento de éstos, generando elevadas presiones que llevan a transformaciones en la estructura de los materiales. En ocasiones, estas presiones se liberan bruscamente. Las corrientes de convección adelgazan las placas, las empujan, las mueven, las rompen y las crean; por eso forman el relieve terrestre.

1.3.1. Flujo y gradiente geotérmico. Aunque en la superficie terrestre la temperatura sea fundamentalmente de origen solar, hay una componente de procedencia interna originada por el calor que desprende la Tierra que se define como Flujo Térmico (Q).


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El gradiente geotérmico tiene un valor medio de 33 °C/km, (1 ºC cada 33 metros) pero este valor no es extrapolable a gran profundidad ya que se alcanzarían temperaturas imposibles de admitir (en el Núcleo habría una T de unos 200.000 °C) incompatibles con el estado sólido de las capas intermedias. La explicación de su permanencia en las capas más externas hay que buscarla en la mayor proporción de isótopos radiactivos en las mismas. De todas formas lo realmente importante es analizar la distribución actual del flujo térmico, ya que nos puede informar sobre características internas del planeta y, sobre todo, que parece evidente que debe haber un transporte convectivo del calor, desde el manto hasta la litosfera.

¿Cómo se interpretan estos datos? La Litosfera tiene un espesor de 70 km bajo los océanos y de 125 km en los continentes, sin embargo Q es mayor en las zonas continentales debido a que éstos poseen más rocas ácidas que, a su vez, poseen una mayor concentración de minerales con isótopos radiactivos, por lo que desprenderán mayor cantidad de calor. En los escudos Q vale menos porque, al ser zonas muy antiguas, están intensamente erosionados lo que provoca una disminución en la cantidad de isótopos radiactivos. En cuanto a las llanuras abisales oceánicas, los valores medidos son bastante uniformes y relativamente bajos, quizá porque el sistema de refrigeración en los mares sea más eficaz. Sin embargo debemos pensar también que algunos datos oceánicos pueden verse enmascarados si el agua se filtra hasta zonas de elevada temperatura y asciende transportando el calor a la superficie, donde se realizan las medidas. Los altos valores de las dorsales se explican por la salida de material magmático proveniente del manto. En los márgenes continentales, los altos valores son debidos a fenómenos tectónicos entre placas.

1.4. Deformación de los materiales terrestres: pliegues y fallas. 1.4.1. Relaciones entre esfuerzo y deformación. Tipos de deformación. Si se somete un cilindro de roca a compresión o a extensión (a efectos experimentales es lo mismo) y se representa la deformación producida frente a los esfuerzos aplicados, se obtiene diagramas como el siguiente. En él puede observarse lo siguiente:


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a) un primer tramo a partir del origen constituido por una recta con fuerte pendiente, lo que indica que a pesar de que el esfuerzo aplicado es grande, la muestra rocosa se ha deformado poco. En este caso la deformación es de tipo elástico, y si durante la misma desaparece el esfuerzo aplicado, la muestra recupera su forma original. b) pasado el punto correspondiente al límite de elasticidad, la curva pierde pendiente, lo cual significa que la deformación se realiza con mayor facilidad, hasta el límite en que la muestra se rompe (deformación frágil). En este intervalo la deformación es de tipo plástico y con ella la roca queda permanentemente deformada, aunque se retire el esfuerzo aplicado.

1.4.2. Factores que controlan la deformación. Bajo las condiciones ambientales de la atmósfera en la que vivimos los materiales de la corteza terrestre presentan un comportamiento frágil o dúctil según su naturaleza. Sin embargo diversos factores pueden modificar dicho comportamiento. - Tipo de roca. Frente a un mismo esfuerzo unas rocas se deforman plásticamente, o incluso fluyen de manera viscosa, mientras que otras se rompen. En Tectónica para diferenciarlas se utilizan los conceptos de rocas competentes e incompetentes. Las rocas competentes son aquellas rocas rígidas (granito, cuarcita, gneis,...) capaces de actuar como transmisoras de los esfuerzos permitiendo la propagación unidireccional de los mismos. Estas rocas se deforman dando lugar a geometrías definidas y regulares (def. homogénea). Las rocas incompetentes, poco o nada rígidas (arcilla, sales, ...) fluyen dispersando los esfuerzos en todas direcciones, aunque también presenten un pequeño intervalo en el que se deforman de manera elástica o plástica. Estas rocas dan lugar a formas complejas e irregulares (def. inhomogénea). - Tiempo de actuación de los esfuerzos, ya que un material rígido sometido a esfuerzo constante pero prolongado, puede adquirir una deformación permanente sin tener que fracturarse necesariamente. - Temperatura. Su aumento favorece la deformación, ya que aumenta el margen de plasticidad.

1.4.3. Tipos de estructuras según las deformaciones: Pliegues y Fallas. Resulta evidente que la componente de deformación elástica, al no producir una deformación permanente (rebote elástico, ondas sísmicas, mareas terrestres), no genera estructuras tectónicas y que éstas son el resultado de la componente de deformación plástica o bien de rotura. Por ello en Geología las distintas estructuras de origen tectónico son consideradas mayoritariamente como el resultado de una deformación dúctil o continua (pliegues y ciertos tipos de esquistosidad), o de una deformación frágil o discontinua (fallas y diaclasas). Ambos casos tampoco se producen siempre de forma separada o independiente, existiendo estructuras mixtas en las que participaron la deformación frágil y la TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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dúctil (pliegues-falla, diaclasas asociadas a pliegues, pliegues de arrastre en zonas de falla, mantos de diversos tipos, etc). Además, hay que considerar también que se pueden presentar algunas estructuras como consecuencia de la fluencia viscosa del material (domos gneísicos, diapiros salinos, escamas graníticas , etc.)

Pliegues: definición, elementos y clasificación. Las deformaciones continuas o pliegues aparecen en materiales estratificados, bien sedimentarios o metamórficos (derivado estos últimos de rocas sedimentarias). Todas estas rocas se depositaron originalmente en capas paralelas y horizontales. Por eso, cualquier cambio de esa disposición es fácilmente reconocible. Los pliegues son ondulaciones de los estratos, originados por deformaciones plásticas. (Los estratos dejan de ser estructuras planas y horizontales, para pasar a encontrarse curvadas e inclinadas). Definimos la posición de un estrato no horizontal mediante dos coordenadas: Dirección o rumbo u orientación: es el ángulo formado por una línea horizontal contenida en el estrato y la dirección Norte-Sur geográfica. La dirección se mide con la brújula y se indica el nº de grados con respecto al norte. Buzamiento o inclinación: es el ángulo formado por una línea de máxima pendiente del estrato y un plano horizontal. El buzamiento se mide con el clinómetro y además de los grados debe indicarse el punto cardinal hacia el que se inclina dicho estrato (Ej.: 30º NE). Puede definirse también pliegue como un sector de un conjunto de estratos en el que hay un cambio de buzamiento.


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Se habla de pliegues ANTICLINALES cuando presentan su parte convexa hacia arriba y pliegues SINCLINALES cuando lo que nos presentan hacia la superficie es su parte cóncava. En todo pliegue pueden definirse una serie de elementos imaginarios que ayudan es su estudio y caracterización; son los llamados elementos de un pliegue: Plano axial: es el plano bisector del pliegue. Si el plano es vertical, el pliegue se dice recto y el buzamiento a ambos lados es el mismo. Flancos: son cada una de las dos superficies del pliegue, situadas a ambos lados del plano axial. Eje: es la línea de intersección del plano axial con la superficie de un estrato. Cresta: es la línea más alta de un estrato, que en un pliegue recto coincide con el eje axial y con la charnela. Charnela: zona del pliegue con mayor curvatura. Corresponde a una superficie, no a una línea. Tipos de pliegues según su geometría: 1- Anticlinal: convexidad hacia arriba. El núcleo o zona más interna contiene los materiales más antiguos de la serie de estratos. 2- Sinclinal: concavidad hacia arriba. Núcleo con los materiales más modernos. Según el buzamiento de sus flancos: A. o S. simétrico o recto: plano axial vertical, flancos con igual buzamiento en grados pero inclinación opuesta. Se producen por esfuerzos perpendiculares al eje similares en magnitud y sentido contrario. A. o S. asimétrico: buzamientos opuestos pero con distinto valor. Lógicamente el plano axial no es vertical. Formado por fuerzas de tipo horizontal y opuestas como en el caso anterior pero de distinta intensidad. A. o S. volcado o inclinado: presenta uno de los flancos invertido, es decir, con un buzamiento superior a 90º. A. o S. tumbado: presenta los dos flancos horizontales e igualmente el plano axial es horizontal. Además de fuerzas de muy diferente intensidad colabora la gravedad. (Hay muchos más tipos de pliegues si consideramos otros criterios de clasificación. Esto sólo ha sido una muestra). Deformación discontinua: Diaclasas, definición y tipos. Cuando se sobrepasa el límite de plasticidad de los materiales, éstos se rompen o fracturan. También pueden aparecer grietas por otros motivos. Si tras la fractura no se producen desplazamientos de los bloques resultantes, se habla de diaclasas. Las diaclasas son muy frecuentes en las rocas, en general no aparecen de forma aislada sino en gran número. Todas aquellas que son paralelas entre sí tienen un origen común y constituyen un sistema de diaclasas. En un mismo conjunto de rocas pueden aparecer varios sistemas de diaclasas entrecruzándose entre sí (es frecuente que se hayan formado en épocas diferentes). Las diaclasas no solo se producen por deformación (diaclasas tectónicas), también pueden aparecer debido a las siguientes causas: -Por descompresión: una roca plutónica (dentro del grupo de las rocas ígneas o magmáticas) al asomar a la superficie por el motivo que fuere, sufre una descompresión y se expande, rompiéndose. -Por retracción: una roca volcánica como el basalto (también dentro del grupo de las rocas ígneas), se enfría rápidamente en la superficie terrestre, lo que provoca contracciones que rompen la masa en unas formas muy típicas de prismas hexagonales de varios metros de longitud (se llama disyunción columnar por el aspecto de columnas que presentan las


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rocas: son los diques de basalto). También pueden darse diaclasas radiales, como las que afectan a las almohadillas de lava, formadas bajo el agua. Las diaclasas pueden dejar un cierto espacio entre los fragmentos de roca que permite el relleno posterior con materiales de muy distinto origen (sedimentario depositado por agua o ígneo por enfriamiento de material fundido) formándose filones. Deformación discontinua: Fallas, elementos y clasificación. Los elementos que se definen en una falla para su mejor estudio son: -Plano de falla: es la superficie de ruptura. Puede ser vertical o inclinado. -Labios de falla: cada uno de los dos bloques que hay a ambos lados de la falla. Si ha habido desplazamiento vertical se habla de labio levantado y de labio hundido. -Espejo de falla: Se llama así al plano de falla cuando debido al rozamiento las superficies de los dos bloques quedan pulidas. No es frecuente que esto ocurra y lo normal es que en la zona de fricción haya rocas destrozadas (milonitas). -Salto de falla: Es la distancia que hay entre dos puntos que antes del desplazamiento estaban juntos. Suele distinguirse entre la distancia en vertical y la distancia en horizontal. Una falla queda determinada por la dirección y el buzamiento de su plano de falla. Tipos de fallas. -Falla normal: se debe a esfuerzos distensivos (los dos bloques tienden a separarse). -Falla inversa: Se debe a esfuerzos compresivos y frecuentemente va asociada a pliegues. Las encontramos con muy diferentes buzamientos, siendo corrientes las que presentan el plano de falla casi horizontal (pliegues-falla, cabalgamientos y mantos de corrimiento). -Falla vertical: Es aquella que tiene el plano de falla vertical y el movimiento de los bloques también es vertical. Es poco frecuente. -Falla de desgarre (o direccional o de cizalladura u horizontal): el movimiento de los bloques es en horizontal. El plano de falla puede ser vertical. Puede recordar a una falla transformante, pero no es lo mismo. -Falla de tijera o rotacional: los bloques se desplazan alrededor de un punto fijo situado en el plano de falla. -Falla mixta u oblicua: Es aquella cuyos bloques han sufrido un desplazamiento a la vez en sentido horizontal y en sentido vertical. Las más frecuentes son las que podríamos considerar normal y de desgarre conjuntamente. - Asociaciones de fallas: en muchos casos se originan varias fallas del mismo tipo como consecuencia de los mismos esfuerzos. Incluso pueden coexistir varios sistemas de fallas de edades y tipos diferentes en las mismas rocas. Son relativamente frecuentes los sistemas de fallas normales. Estas fallas son todas ellas paralelas (tienen la misma dirección). Dan un aspecto escalonado al paisaje. Si un sistema de fallas deja una zona deprimida entre otras dos más elevadas, decimos que hay una fosa tectónica o valle de Rift. Como ejemplos podemos encontrar la que constituye el mar Muerto y en España la que forma el valle del Tajo, entre el Sistema Central y los Montes de Toledo (los materiales son granitos). Si un sistema de fallas en sus desplazamientos forma una zona elevada, se trata de una estructura llamada pilar tectónico, macizo tectónico o Horst. Son pilares tectónicos la Sierra de Guadarrama, limitada por el valle del Tajo y por el valle del Duero. 2. Sismicidad Es el conjunto de manifestaciones que generan los movimientos sísmicos o terremotos.


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2.1. Origen de los Terremotos Su foco de inicio o hipocentro se localiza a diferentes profundidades, los superficiales entre 10 – 20 km; los intermedios entre 20 – 70 km y los profundos hasta 700 km. Son especialmente frecuentes cerca de los bordes de las placas tectónicas. El epicentro es el punto de la superficie terrestre situado sobre la vertical del hipocentro; es, por tanto, el primer punto donde se percibe el movimiento sísmico. Los terremotos se producen cuando las tensiones acumuladas por la deformación de las capas de la Tierra se liberan bruscamente. Se rompen las masas de rocas que estaban sometidas a fuerzas gigantescas, produciéndose fallas. El deslizamiento puede producirse de manera lenta, de forma que la energía acumulada se libera progresivamente generando pequeños temblores, o de forma brusca, provocando un temblor de magnitud mayor. Las causas que generan las tensiones en las rocas son variadas: • Movimientos de las placas litosféricas (límites convergentes y divergentes) • Erupciones volcánicas, debido a la presión que ejerce el magma sobre las rocas adyacentes al ascender a través de la corteza. • Los deslizamientos y desprendimientos violentos de grandes masas de roca. • Los hundimientos de cavidades en el subsuelo. Actúan de forma instantánea en un área extensa, son muy difíciles de predecir y, en la actualidad, no hay sistemas eficaces para alertar a la población con tiempo de la inminencia de un sismo. 2.2. Tipos de ondas sísmicas En un terremoto se producen varios tipos de ondas. Podemos distinguir las ondas que se transmiten por el interior terrestre, llamadas ondas primarias y ondas secundarias, y las superficiales. Las ondas primarias y secundarias se originan en el hipocentro; las superficiales, en el epicentro. Las ondas primarias (P) se llaman también longitudinales, porque producen una vibración de las partículas paralela a la dirección de la propagación de la perturbación. Es decir, de forma similar a lo que sucede en un muelle. Las ondas P son las más veloces, y las que primero llegan a los sismógrafos. Son capaces de recorrer enormes distancias, de forma que un terremoto que se produzca cerca de nuestro país puede detectarse en Australia. Las ondas secundarias (S) o transversales producen una vibración de las partículas perpendicular a la dirección de la propagación de la onda. Es la misma vibración que se produce al agitar una cuerda con un extremo atado. Estas ondas son más lentas que las P y no se transmiten por medios fluidos, aunque también recorren enormes distancias. Las ondas superficiales son las ondas Rayleigh (R) y las ondas Lowe (L). Ambos tipos se transmiten por la superficie de la Tierra, y son las que causan las catástrofes asociadas a los terremotos. El estudio de las ondas sísmicas tiene gran importancia porque nos permite, como vimos, conocer cómo es el interior de la Tierra. Estudiando los cambios de velocidad de transmisión de las ondas P se han podido detectar los límites entre las distintas capas internas del planeta. Observando que la transmisión de las ondas S se interrumpe a cierta profundidad, hemos podido deducir que el núcleo externo es fluido. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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2.3. Magnitud e intensidad de un terremoto El registro de la propagación de estas ondas se realiza mediante unos aparatos llamados sismógrafos. Existe una red internacional de estaciones sismológicas, en las cuales, sismógrafos convenientemente estandarizados registran las ondas sísmicas liberadas en un seísmo. Si se dispone del registro del movimiento sísmico en tres estaciones, se puede realizar la localización del foco.

Para cuantificar la importancia de un seísmo, se utilizan dos referencias: la intensidad y la magnitud del mismo.  Intensidad de un terremoto: podemos definirla como su capacidad de destrucción. Se utiliza para cuantificar la vulnerabilidad, es decir, los daños originados. La escala de intensidad se establece en función de los efectos que los sismos producen sobre las personas, las edificaciones y las obras públicas. Su validez científica es discutible, pues no tiene en cuenta la distancia al foco ni la naturaleza del terreno y, además, no se pude aplicar en zonas deshabitadas o sin construcciones. Se utiliza la escala de Mercalli que identifica doce niveles de intensidad mediante fenómenos observables como el derrumbamiento de muros, producción de grietas, etc. La escala de intensidad se utiliza para el establecimiento de normas sismorresistentes y para la cartografía de zonas sísmicas mediante isosistas (líneas circulares concéntricas que unen lugares geográficos de la misma intensidad sísmica). Es evidente que la escala de intensidad depende en gran medida de la densidad de población (exposición) y de la TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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vulnerabilidad de las construcciones presentes en la zona de incidencia del seísmo. Es por ello por lo que terremotos de igual magnitud pueden ser clasificados con distintos grados de intensidad en función de las características señaladas.  Magnitud: es una medida de la energía liberada en un seísmo. Se mide mediante la escala de Richter, aceptada universalmente. Hay que destacar que es una escala logarítmica, y cada grado corresponde a un incremento de la energía de unas 32 veces. Para hacerse una idea, baste considerar que un terremoto de magnitud 6 libera 32 veces más energía que uno de magnitud 5, pero unas 1000 veces más energía que uno de magnitud 4. Los mayores terremotos registrados han sido de magnitud 8,9, con una liberación de energía equivalente a la detonación de 1000 millones de toneladas de TNT. La magnitud se emplea para medir la peligrosidad de un terremoto, pero tiene el inconveniente de que no refleja su duración, que es otro parámetro que incrementa dicho factor de riesgo. El mayor terremoto conocido en el mundo se produjo en Chile en 1960 y tuvo una magnitud de 9,5. Ocasionó 6000 muertos y produjo un tsunami que causó víctimas en Hawai y Japón. Para medir la magnitud de los terremotos se utilizan los sismogramas, que son registros del movimiento del suelo llevado a cabo por un sismógrafo. 2.4. Distribución de los terremotos según la tectónica de placas. Las principales zonas sísmicas del mundo coinciden con los límites entre las placas tectónicas. En el caso de zonas de subducción, además hay una relación directa entre zona sísmica y presencia de volcanes. Se suelen distinguir en todo el planeta tres grandes zonas (siguiendo el contorno de las placas) denominadas cinturones sísmicos. Éstos son: el cinturón Circumpacífico, que rodea toda la placa Pacífica; el cinturón Transasiático que comienza en la cordillera del Himalaya y continúa por Irán, Turquía, el mar Mediterráneo y que pasa por el estrecho de Gibraltar, llegando hasta la dorsal medio Atlántica y el cinturón Centro Atlántico situado en el Océano Atlántico siguiendo la dorsal.


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2.5. Riesgo sísmico y planificación antisísmica Los daños de un terremoto dependen de la magnitud, de la distancia al epicentro, de la profundidad de su foco, de la naturaleza del sustrato atravesado por las ondas sísmicas (en sustratos poco consolidados, como arenas o limos sueltos se producen fenómenos de amplificación de las ondas sísmicas), de la densidad de población, del tipo de construcciones existentes en la zona y de la aparición de una serie de riesgos derivados, a veces más peligrosos que la propia magnitud. Los riesgos más importantes son: Daños en los edificios: por agrietamiento o desplome de los mismos, debido a que la energía liberada produce movimientos del terreno hacia arriba y hacia abajo, así como de un lado a otro. 

Daños en infraestructuras: como sistemas de telecomunicaciones, carreteras, vías férreas, lo que dificulta las medidas de evacuación. 

Licuefacción: es el efecto producido por las vibraciones sobre determinados terrenos formados por sedimentos poco consolidados, como arenas y limos sueltos, que se hacen más o menos fluidos en función de su naturaleza, del contenido en agua intersticial o de la intensidad o duración de las ondas símicas. Los materiales se convierten en un fluido móvil, incapaz de soportar edificios y otras estructuras que, por tanto, se hunden. 



Inestabilidad de las laderas: por deslizamientos, avalanchas o corrimientos de tierra.

Rotura de presas y de conducciones de gas y agua y tendidos eléctricos: con el peligro de inundaciones o incendios. 

Tsunamis o maremotos: olas gigantescas producidas por un maremoto o inducidas en las aguas continentales (seiches). El 26 de Diciembre de 2004 se originó un terremoto en el mar cerca de la costa de Sumatra que provocó varios tsunamis que afectaron a áreas costeras de ocho países asiáticos y causaron la muerte de aproximadamente 288.000 personas. Este fue el quinto terremoto más fuerte de la historia desde que se registran con sismógrafos. Su intensidad, de 9 grados en la escala de Richter, lo convierte en el cuarto más fuerte del mundo desde 1900 y el mayor desde 1964 (Alaska). Su origen fue una falla de unos 1.200 km de longitud cuyo epicentro se situó a 30 km de profundidad. Con una duración de 3 minutos liberó una energía equivalente a 23.000 bombas atómicas, transmitiéndose al agua situada encima del epicentro sólo una pequeña fracción de esa energía. El fondo marino fue desplazado unos 15 m en vertical a lo largo de toda la falla originando olas de poco más de 10 m de altura y una longitud de onda de 100-200 km, con una velocidad de 500 m/h inundaron las costas situadas a miles de kilómetros del epicentro. 

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Desviación del cauce de los ríos y desaparición de acuíferos.


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Corrimientos de tierra submarinos, por derrumbe de sedimentos a través del talud continental o arrastre de los depósitos deltaicos, lo que origina corrientes de turbidez que en ocasiones han producido roturas en los cables telefónicos. 

2.6. Planificación antisísmica 2.6.1 Medidas predictivas Aunque actualmente no es posible predecir un terremoto con total fiabilidad, se están realizando importantes esfuerzos al respecto pues, por las causas ya citadas, los seísmos no se producen al azar, ni en el espacio ni en el tiempo, ya que, al igual que los volcanes, están asociados a los límites de placas. a) Predicción espacial: para establecer el lugar y la importancia de un posible terremoto, resulta útil la elaboración de mapas de peligrosidad, basados en sucesos anteriores, según la magnitud previsible o según la intensidad (mapas de isosistas). También es importante la localización de las fallas activas, método que es eficaz para aquellas situadas en los límites de las placas, que son las causantes del 95% de los seísmos; son fáciles de detectar pues, al moverse las placas a una velocidad de 1 a 10 cm/año, el periodo de retorno de los terremotos generados es bastante fijo y relativamente corto (decenios). Sin embargo, las fallas intracontinentales son más difíciles de detectar, pues su desplazamiento es menor (1 mm a 1 cm/año) y su periodo de retorno superior a 1.000 años. b) Predicción temporal: se realiza mediante estudios estadísticos (método histórico), basados en la historia sísmica de la región, que permiten calcular el periodo de retorno. Las zonas de mayor tiempo de retorno son también las de mayor riesgo, ya que durante mucho tiempo están acumulando energía elástica que será luego liberada súbitamente. Así, por ejemplo, se considera que en nuestro país, el periodo de retorno para seísmos de magnitud superior a 6 en la escala de Richter es de unos 100 años. Las predicciones a corto plazo (días o semanas) implican la instalación de redes de vigilancia para detectar los precursores sísmicos: Aumento de la cantidad de microsismos: indica que la deformación plástica del terreno ya no admite más tensión. 

Elevaciones centimétricas del terreno, que se mantienen hasta que se produce el terremoto. 

Variación de la conductividad eléctrica de las rocas: tienen su origen en la diferencia de conductividad existente entre el aire y el agua que rellenan las grietas y las rocas en las que éstas se encentran. Disminuye por el agrietamiento. 

Disminución de la relación Vp/Vs en las ondas sísmicas: se debe a la disminución de la rigidez y a la densidad del terreno que atraviesan. 

Comportamiento anómalo de los animales, que perciben las vibraciones derivadas de la microfracturación de las rocas. 

Incremento en las emisiones del gas radón, elemento traza radiactivo presente en toda agua freática, cuya cantidad aumentaría al llenarse de agua las grietas 


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2.6.2. Medidas preventivas a) No estructurales: elaboración de mapas de riesgo para una adecuada ordenación del territorio, con el objeto de reducir la exposición (evitando, en la medida de los posible, grandes asentamientos), y restringir prácticas de riesgo inducido (explosiones nucleares, grandes presas, etc.) en zonas de alto riesgo, además de establecer las pertinentes medidas de protección civil (vigilancia, información, alerta y planes de evacuación de la población), educación para el riesgo y establecimiento de seguros. b) Estructurales: son especialmente eficaces las normas para construcciones sismorresistentes. La seguridad de las edificaciones es de gran importancia, ya que muchas veces el daño originado por un terremoto se debe principalmente al hacinamiento o deficiente construcción. Así, la normativa básica en zonas sísmicas va encaminada a reducir la vulnerabilidad y la exposición, para lo que se intenta construir sin modificar en demasía la topografía local y evitar el hacinamiento de la población, dejando espacios amplios entre los edificios. Sobre sustratos rocosos es conveniente la construcción de edificios lo más simétricos posible, equilibrados en cuanto a la masa, altos y rígidos (la rigidez hace que se comporten como una unidad independiente del suelo durante las vibraciones, y se consigue reforzando los muros con contrafuertes de acero). Además, serán flexibles mediante la instalación de cimientos aislantes como el caucho, para que absorban las vibraciones del suelo y permitan la oscilación del edificio. Y por último, se debe mantener una distancia de separación que impida que choquen las zonas altas de los edificios durante la vibración. Sobre sustratos blandos, se recomiendan edificios bajos, rígidos y no muy extensos, ya que la vibración diferencial de las distintas zonas podría originar su derrumbamiento. Evitar las cornisas o balcones y contar con una marquesina en la que se depositen los cristales caídos 



Conducciones de gas y agua flexibles o que se cierren automáticamente.

2.6.3. Medidas correctoras Son prácticamente inexistentes, al no poder impedir que se produzca un terremoto ni disminuir su magnitud. Se está investigando en dos líneas: 

Provocar pequeños seísmos de baja magnitud para evitar los paroxísmicos.

Inyección de fluidos, como agua o petróleo, para la lubricación de fallas activas y, al reducir el rozamiento en la superficie de contacto, inducir pequeños desplazamientos y evitar la acumulación de deformación. 

Extracción de fluidos, como agua subterránea natural, para facilitar que los bloques de la falla se traben y conseguir su inmovilidad. 


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2.7. Áreas de riesgo sísmico en España Es consecuencia de la interacción entre la microplaca Ibérica y dos de las grandes placas tectónicas: Eurasiática y africana. En España, el sur de la península, y de manera muy específica la zona de Granada y la costa almeriense son los sectores más afectados por los temblores sísmicos. Estas zonas reciben movimientos de distinta escala y más o menos espaciados. Pequeños seísmos son registrados en grupos cada poco tiempo; más espaciados se reciben terremotos de mayor intensidad, y casi una vez por siglo ocurren terremotos destructores. La explicación radica en el movimiento relativo entre las placas Africana y Europea, cuya sutura recorre desde las Azores hasta el sur de Italia, pasando por el Estrecho de Gibraltar. Si uno observa el mapa de placas tectónicas de la Tierra, se da cuenta que por el Sur de España pasa el límite entre las placas Africana y Euroasiática. Con mayor detalle, podríamos decir que entre las cordilleras Béticas del Sur de España y la cordillera del Rif en Marruecos se sitúa el Mar de Alborán, que soporta la deriva hacia el NO del continente Africano, que se desplaza unos 6 mm/año hacia la placa Euroasiática. Esta situación ocasiona que en ambos márgenes del Mar de Alborán existan numerosas fallas activas causantes de la sismicidad del SE de España y de la cordillera del Rif en el Norte de África. Estas fallas pueden ser de cualquier tipo, si bien, al tratarse de límites en los que convergen las placas, dominan las fallas inversas. Entre las fallas del SE de España está la de Alhama de Murcia, de dirección ENE-OSO y que pasa por la población de Lorca. También se detecta bastante actividad en la costa occidental de nuestra península y por debajo de ella, hacia el suroeste, existe otra línea de sismos que finalmente conecta con la dorsal centroatlánttica y que corresponde a la falla transformante de Azores-Gibraltar, donde pueden producirse terremotos de magnitud superior a 7. Además de la región andaluza y levantina, otras zonas históricas en terremotos son las situadas en los Pirineos (orógeno de colisión resultante de una ligera subducción de la microplaca Ibérica bajo la Euroasiática), la Cordillera Costero-catalana, la zona Noroeste (Galicia y Zamora) y las Islas Canarias, como consecuencia de la actividad volcánica. Se estima que la Península presenta un periodo de retorno de unos cien años para terremotos de gran intensidad (superior a 6 en la escala de Richter, o grado VIII en la de Mercalli)


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3. Vulcanismo. Productos volcánicos Los volcanes son grietas por donde salen al exterior magmas procedentes del interior terrestre, y constituyen directas manifestaciones superficiales de la energía geotérmica. Los magmas son grandes masas de rocas fundidas, con gases disueltos. Se originan por fusión de rocas sólidas, localizadas en la corteza o en el manto. Las principales fuerzas que impulsan el ascenso de un magma son las diferencias de presión y densidad con las rocas encajantes. Una vez abierto el conducto de salida, el magma fluye de manera continua o intermitente hasta que cesan las condiciones que han propiciado el ascenso. La secuencia normal de una erupción volcánica comienza con la salida de los gases, seguida por materiales piroclásticos y finalmente lavas, con explosiones esporádicas que mantienen abierto el cráter. Cada episodio eruptivo contribuye al desarrollo del volcán. En los periodos de tranquilidad entre dos erupciones, la erosión actúa originando formas de relieve típicas. La acumulación de materiales volcánicos da lugar a relieves de forma cónica o conos volcánicos. En su cima presentan una abertura o cráter que, a través de un conducto o chimenea, se comunica con la zona de roca fundida o cámara magmática. Tras abundantes erupciones, en la cámara puede producirse un vacío parcial que provoca el hundimiento de la parte superior y, en tal caso, se originan grandes depresiones o calderas.

3.1. Los productos arrojados pueden ser de tres tipos: • Gases: son el principal vehículo de transporte hacia la superficie del magma e influyen en la violencia de las erupciones. Suelen ser los primeros productos volcánicos que alcanzan la superficie, predominando en las etapas iniciales de la erupción.. Predomina el vapor de agua, procedente del propio magma, de aguas infiltradas o de aguas marinas. Le siguen en TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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importancia el dióxido de carbono, el monóxido de carbono, óxido de nitrógeno, óxido de azufre, hidrógeno, sulfhídrico, cloro y amoniaco. El contenido en volátiles tiene gran importancia pues, junto con la viscosidad del magma, determina el tipo de erupción y el grado de explosividad. • Lavas: (líquidos) son los magmas parcialmente desgasificados que alcanzan la superficie. Las lavas pueden estar compuestas por minerales fundidos a temperaturas que oscilan entre los 900 y los 1200 ºC. Se extienden sobre el terreno formando coladas, cuya extensión, velocidad y fluidez van a depender de su composición y temperatura. • Piroclastos: (sólidos) son materiales lanzados al aire, procedentes de lavas a medio consolidar, de fragmentos de rocas arrancados por el magma de los conductos volcánicos, o restos de erupciones anteriores. Cuando los piroclastos se fusionan y se compactan se originan las tobas volcánicas. Por su tamaño se diferencian varios tipos: Bombas volcánicas: de tamaño grande o medio, con formas fusiformes, resquebrajadas, en forma de pan, etc. Su acúmulo origina los aglomerados o brechas volcánicas. Lapilli: fragmentos de tamaño medio, tipo gravilla, muy porosos que flotan en el agua. Cenizas: materiales muy finos procedentes de la pulverización de las lavas. Al depositarse sobre la tierra se alteran fácilmente, dando origen a suelos muy fértiles. Su consolidación origina las cineritas y las tobas volcánicas. Ignimbritas: en las erupciones volcánicas más explosivas, con magmas ácidos y viscosos, es frecuente la formación de nubes ardientes, compuestas por una mezcla de materiales incandescentes sólidos y gaseosos. Antes de depositarse a modo de gran nube de fuego, la nube y los fragmentos que transporta experimentan un desplazamiento a gran velocidad. La acumulación de los materiales transportados por la nube ardiente da lugar a depósitos volcánicos muy heterogéneos y sin estratificación denominados ignimbritas, que están constituidos fundamentalmente por tobas volcánicas cementadas. Se consideran activos aquellos volcanes que han tenido actividad conocida durante la época histórica. El volcán activo más antiguo de Europa es el Etna (Sicilia), donde se han producido nuevas erupciones recientemente. Sin embargo el criterio anterior para determinar la actividad volcánica no es muy fiable pues los volcanes pueden estar en letargo durante cientos, e incluso miles de años y entrar nuevamente en actividad.

3.2. Tipos de erupciones El tipo de erupción depende, fundamentalmente, del contenido y presión de los gases, y de la composición química de la lava. Al aumentar la viscosidad y el contenido en gases, aumenta la explosividad y, por tanto, la cantidad de materiales piroclásticos. La secuencia normal de una erupción comienza con la salida de los gases, seguidos por materiales piroclásticos y, finalmente, las lavas, con explosiones esporádicas que mantienen abierto el cráter.

Composición de las lavas: Lavas ácidas: con más del 55% de sílice y contenido alto en aluminio, muy viscosas y con temperatura media de 900 ºC. Fluyen lentamente, pudiendo acumularse en el cráter en forma de domos o agujas. Su alto contenido en volátiles hace que sean lavas muy explosivas. Lavas básicas: contenido en sílice inferior al 50 %, contenido bajo en aluminio y apreciable de hierro y magnesio. Temperatura alrededor de 1200 ºC. Viscosidad mínima y sus coladas pueden alcanzar velocidades de hasta 100 km/h y recorrer largas distancias. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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El Índice de Explosividad Volcánica (IEV), que es la relación existente entre el porcentaje de piroclastos y el total de material extruido, con un valor que varía de 0 a 8. Las erupciones con IEV superiores a 4 se dan en volcanes con magmas muy viscosos y cargados de gases (magmas de composición ácida). Estos volcanes se localizan en los bordes destructivos de placas. Las erupciones con bajo índice de explosividad se dan en dorsales y puntos calientes.

a) Erupciones fisurales: se producen a lo largo de fracturas más o menos amplias. Están relacionadas con emisiones de lavas basálticas que son propias de las dorsales oceánicas. Estas erupciones se conocen únicamente en Islandia (1783). b) Erupciones centrales: originadas en puntos localizados. Comprenden varios tipos, que de menor a mayor violencia son: Hawaianas: erupciones muy tranquilas, caracterizadas por la emisión de coladas de lava muy fluida que se mueven rápidamente alcanzando grandes distancias antes de solidificarse. Generan edificios volcánicos de pendientes suaves, formados exclusivamente por coladas (escudos). Ej. Kilauea. Estrombolianas: son más explosivas que las anteriores, lava menos fluida. Se caracterizan por una mayor emisión de piroclastos. Originan edificios volcánicos constituidos por una alternancia de coladas y piroclastos. Emiten columnas eruptivas pero no alcanzan grandes alturas, por lo que la dispersión de los piroclastos es pequeña. Ej. Strómboli (Sicilia). Vulcanianas: emiten flujos piroclásticos, siendo escasas las coladas, lava muy poco fluida que solidifica rápidamente. Su explosividad es de moderada a violenta, con emisiones de piroclastos que se acumulan produciendo conos de escorias.. Los gases se desprenden en explosiones violentas, separadas por espacios de tiempo prolongados. Se forman grandes nubes piroclásticas. Toman su nombre de Vulcano. Ej. Etna (Sicilia). Vesubianas: semejante al anterior pero de extremada violencia. Tras un prolongado reposo, durante el cual se forma un tapón de lava en la chimenea, los gases acumulados irrumpen arrastrando loa materiales solidificados en una gigantesca nube que se eleva a gran altura. Seguidamente sale violentamente el magma fundido en forma de nubes incandescentes. En ocasiones pueden producirse grandes nubes de vapor que pueden producir lluvias torrenciales. Ej. Vesubio. Peleanas o plinianas: lava muy viscosa que se solidifica en la parte alta del interior de la chimenea, impidiendo la salida de los gases, que se abren paso lateralmente arrastrando las lavas en fusión. Se forman, así, masas muy densas, que se deslizan por la ladera, con explosiones continuas de sus fragmentos, constituyendo las nubes ardientes. Ej. Mont Peleé.


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3.3. Distribución de las áreas volcánicas según la tectónica de placas En un mapa de escala global se puede advertir que la mayor parte de los volcanes se localiza en tres zonas geográficas determinadas: • Círculo circumpacífico: coincide con las zonas de subducción y con los arcos de islas (Aleutianas, Japón, Filipinas, Marianas) donde la densidad de volcanes es muy elevada. En general emiten lavas ácidas. • Zona de la dorsal medio-oceánica: son bordes constructivos. (zonas de separación de placas). Localizadas en las dorsales oceánicas e islas asociadas, como Islandia, y en los rifts continentales como el Gran Rift africano. Se trata de un vulcanismo submarino de tipo fisural, de lavas básicas de tipo basáltico. • Zona transasiática: es mucho más ancha que la precedente y engloba todo el sistema orogénico alpino, desde España y África del norte, Cáucaso, hasta las cadenas del Himalaya y la costa occidental de Indonesia (se une en las Filipinas al círculo circumpacífico). • Puntos calientes o zonas de vulcanismo intraplaca: es un magmatismo independiente de las placas litosféricas, pero asociado al manto inferior o al núcleo terrestre. Son regiones volcánicas localizadas, asociadas a puntos calientes aislados, que pueden estar situadas en el océano (como las Islas Hawaii) o en el interior de un continente (como el norteamericano Parque de Yellowstone). Las emisiones son de lavas básicas, aunque puede haber contaminación por corteza continental. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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3.4. Riesgo volcánico y planificación Los factores de riesgo volcánico son: • Peligrosidad: condicionada por el tipo de erupción (índice de explosividad), la intensidad, que está supeditada al número de volcanes y la frecuencia de las erupciones. • Exposición: los volcanes proporcionan tierras fértiles, recursos minerales y energía geotérmica, por lo que el ser humano suele ocupar estas áreas geográficas, convirtiendo así un proceso natural en un grave riesgo. • La Vulnerabilidad: Es el porcentaje esperado de daño (pérdida) que van a sufrir los bienes expuestos si ocurre el evento y se expresa en % del valor total del elemento en riesgo.Hace referencia al impacto de la erupción volcánica sobre la sociedad. La vulnerabilidad abarca desde el uso del territorio hasta la estructura de los edificios y construcciones, y depende fuertemente de la respuesta de la población frente al riesgo. El número de volcanes es mayor en las dorsales, pero su situación geográfica (fondos oceánicos) hace que la exposición en estas zonas sea nula. El riesgo es mucho mayor en las zonas de subducción, ya que las erupciones son más explosivas, violentas y con abundantes piroclastos, y la exposición en estas zonas es elevada. RIESGO = PELIGROSIDAD x EXPOSICIÓN x VULNERABILIDAD


R=P xE xV

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3.4.1. Los principales riesgos volcánicos son tres: • Coladas de lava: pueden cubrir áreas extensas, destruyendo bosques, cultivos, construcciones, etc. • Lluvias de piroclastos: su caída puede provocar muertes debido al impacto así como el hundimiento de algunas edificaciones o el destrozo de cultivos, así como por la permanencia en la atmósfera de las cenizas. • Nubes ardientes o flujos piroclásticos: son nubes de gases a altas temperaturas, cargadas de fragmentos sólidos, que se producen en las erupciones violentas. Se desplazan a grandes velocidades, arrasando todo lo que encuentran en su camino, por lo que causan los efectos más catastróficos del vulcanismo.

3.4.2. Riesgos derivados: • Lahares: son corrientes de fango a altas velocidades, extremadamente devastadoras. Se originan por fusión de la nieve y el hielo, que pueden haberse acumulado en la cima de un volcán. La velocidad de estas corrientes es de decenas de km/h. En 1985, la erupción del Nevado del Ruiz formó lahares de hasta 15 metros de espesor que avanzaron a 50 km/h, sepultando la localidad de Armero, situada a 50 km del volcán, matando al 90 % de sus 25.000 habitantes. • Licuefacción: transformación del material granular saturado en agua de sólido a líquido, lo que origina inclinaciones y hundimientos de edificios y grietas en el terreno. • Erupciones magmático-freáticas: a consecuencia del aumento de temperatura que conlleva la proximidad de un magma, se produce la evaporación del agua de los acuíferos, lo que provoca una explosión que produce la destrucción de los materiales que hay encima y la expulsión de los fragmentos con gran violencia. Es frecuente en zonas costeras. La erupción del Krakatoa en 1883 sepultó en el mar las tres cuartas partes de la isla sin provocar muertes porque estaba deshabitada, pero el tsunami, producto de este hundimiento, asoló la isla de java con el resultado de 36.000 muertos. • Tsunamis: se trata de olas gigantescas que, aunque son causadas normalmente por un terremoto, también pueden deberse a erupciones submarinas o al hundimiento del cono volcánico en zonas costeras. Asolan la costa provocando inundaciones y la destrucción de embarcaciones, edificios, instalaciones portuarias, etc. • Movimientos de ladera: avalanchas de derrubios y desprendimientos, frecuentes en los estratovolcanes por la fuerte pendiente de su cono. • Hundimientos volcánicos: son derrumbamientos del cono volcánico, cuyas laderas ceden repentinamente desencadenando una devastadora avalancha de derrubios. Suele darse en grandes volcanes debido a la gran inclinación de la ladera del cono. Los hundimientos volcánicos suelen ir acompañados de erupciones explosivas. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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• Emisiones de gases tóxicos: fundamentalmente son los compuestos azufrados los que pueden causar daños importantes a personas y animales ya que muchos de ellos son tóxicos o asfixiantes. • Cambios climáticos: la prolongada permanencia de cenizas en la estratosfera puede suponer un aumento del albedo, con el consiguiente enfriamiento del planeta. Por ejemplo, se calcula que la erupción del Tambora en Indonesia en 1815 provocó que en 1816 no hubiera prácticamente verano, con la consiguiente destrucción de la cosecha y grandes hambrunas al menos en todos los países de Europa Occidental.

3.5. Medidas frente a los riesgos volcánicos 3.5.1. Medidas predictivas: las medidas predictivas pueden reunirse en dos grupos: • Predicción espacial: trata de establecer dónde y con qué intensidad puede producirse una erupción volcánica. Para ello se elaboran mapas de peligrosidad, donde se determinan las áreas susceptibles de ser afectadas por los diferentes fenómenos derivados de la erupción (explosiones, coladas, lluvias de piroclastos, flujos de fango, etc.). • Predicción temporal: trata de establecer cuándo puede ocurrir una erupción en una región concreta. La predicción de la actividad volcánica se efectúa mediante el análisis de la historia eruptiva del volcán y el estudio de los precursores geofísicos y geoquímicos. • Tiempo de retorno: a partir del registro histórico puede establecerse el tiempo de retorno de la actividad volcánica, que oscila entre varias décadas y miles de años. • Emisiones de gases: al aumentar la presión de la cámara magmática, se producen fisuras por donde escapan esos gases como el Azufre (S), Cloro (Cl), Dióxido de Azufre (SO2), Monóxido de Carbono (CO), Dióxido de Carbono (CO2), Ácido sulfhídrico (H2S), Ácido Clorhídrico (HCl) o Ácido Fluorhídrico (HF). • Movimientos sísmicos: debidos al desplazamiento del magma, captados por sismógrafos. • Elevación del terreno: el ascenso del magma hacia la superficie provoca deformaciones del edificio volcánico que pueden ser medidas mediante inclinómetros. • Aumento de la temperatura en el subsuelo, fenómeno percibido por el calentamiento del agua en los acuíferos. • Variaciones en el magnetismo de las rocas: se debe a que las rocas al calentarse se desmagnetizan. Se mide mediante magnetómetros. • Anomalías locales de la gravedad, detectables mediante gravímetros. Con todos estos datos se elaboran mapas de peligrosidad o mapas de riesgo.

3.5.2. Medidas preventivas y correctoras: se toman a partir de las medidas predictivas plasmadas en los mapas de peligrosidad. Pueden ser de dos tipos: • Pasivas o no estructurales: mediante mapas de ordenación del territorio, que se elaboran a partir de los mapas de peligrosidad y tienen como objetivo disminuir la exposición, limitando el asentamiento humano en aquellas zonas consideradas peligrosas. Es difícil levar a la práctica pues los terrenos volcánicos son muy fértiles y contienen recursos TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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minerales, además del posible aprovechamiento de la energía geotérmica. El resultado es que las zonas volcánicas están densamente pobladas y, de hecho la gente retorna a ese lugar una vez cesada la catástrofe. Ante tales circunstancias cabe extremar las medidas de protección civil (información a la población, planes y vías de evacuación, aunque no se eviten las pérdidas económicas). Si el vulcanismo es efusivo, son buenas medidas la evacuación y la contratación de seguros que cubran la pérdida de propiedades. Si el vulcanismo es explosivo, la evacuación y evitar la construcción en lugares de alto riesgo. Si el vulcanismo es de tipo intermedio, la evacuación, restricciones temporales de uso y la reducción del nivel de los embalses. • Estructurales: tienen como objetivo disminuir la vulnerabilidad. La construcción de edificios semiesféricos o con tejados muy inclinados para evitar la acumulación de productos piroclásticos, construcciones diseñadas para soportar el peso de los piroclastos, refugios incombustibles para protegerse de las nubes ardientes. etc. • Desviación de las coladas de lava hacia lugares deshabitados mediante la construcción de muros o zanjas, enfriándolas con agua. • Construcción de túneles de descarga del agua de los lagos de cráter para evitar la formación de lahares o coladas de barro. • Distribución de mascarillas a la población ante la posible presencia de gases tóxicos o nubes de cenizas. • Construcción de edificios con tejados muy inclinados para impedir su hundimiento por acumulación de cenizas. • Construcción de refugios contra las nubes ardientes.

3.6. Áreas de riesgo volcánico en España En el territorio peninsular se sitúan los espacios volcánicos vinculados al volcanismo del Mediterráneo y del interior de la placa europea. Cataluña (Olot en Gerona), Islas Columbretes, volcanes submarinos de las Islas Baleares, Mar Menor, Cartagena, Isla de Alborán, Peñón de Cancarix, Cabo de Gata y Ciudad Real (Campo de Calatrava), son espacios volcánicos del entorno penínsular. Pero en la actualidad sólo quedan manifestaciones de vulcanismo atenuado como las aguas termales de Sierra Alhamilla y Alhama. También en Alhama de Granada y Alhama de Murcia. Este vulcanismo se desarrolló principalmente a lo largo de una franja de unos 150 x 25 km entre Almería (Cabo de Gata) y Cartagena (Manga del Mar Menor), denominada “Faja Volcánica de Almería-Cartagena”. Los únicos volcanes activos del territorio se encuentran en pleno Océano Atlántico, en las Islas Canarias. En el Archipiélago Canario existen en total 20 manifestaciones distintas registradas en Tenerife, Lanzarote, La Palma y El Hierro. Las erupciones históricas datan desde 1470 hasta 2011, año de la erupción de El Hierro. La actividad volcánica más reciente se encuentra en Lanzarote (1824), Tenerife (1907) y La Palma (1971). La actividad en general es muy baja, se trata de erupciones tranquilas, el riesgo se centra en la expulsión de piroclastos en un radio de pocos kilómetros alrededor del foco y en el flujo de coladas de lava que no entrañan peligro para la población, aunque pueden provocar graves perjuicios socioeconómicos.


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Los materiales emitidos por estas erupciones han cubierto amplias superficies como la montaña del fuego, en el parque nacional de Timanfaya, en Lanzarote, que duró seis largos años, desde 1730 a 1736, y, en ocasiones, al alcanzar el mar, han modificado la línea de costa como el caso del volcán de San Juan, 1949, en la palma. En Tenerife, el panorama se complica, ya que la considerable altura del Teide, (cima más alta de España con 3718 m) facilita la acumulación de nieve a lo largo del año, lo que incrementa el riesgo de deslizamientos. Las islas Canarias, son un archipiélago de origen volcánico, situado en la placa africana. Su actividad eruptiva abarca los últimos 30 m.a. Si bien es del tipo intraplaca, las causas del vulcanismo canario son controvertidas. Entre las diversas hipótesis barajadas, como la presencia de un punto caliente, la más admitida supone la existencia de una serie de fracturas, originadas por compresión de la litosfera oceánica del Atlántico (que está en expansión). La dinámica compresiva habría producido la elevación de bloques del fondo oceánico, que actuarían como núcleos insulares. Dicho levantamiento implica la consiguiente descompresión en la astenosfera lo que facilitaría la formación de magmas bajo las islas que saldrían a través de las fracturas.


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Actividades – Procesos geológicos internos y sus riesgos Temas largos 1) Sismicidad: origen, tipos de ondas y su registro. 2) Riesgos derivados de la dinámica interna. Erupciones volcánicas y terremotos. 3) Predicción y prevención de riesgos relacionados con la dinámica interna de la Tierra. 4) Sismicidad: origen y distribución de las zonas sísmicas. Prevención y corrección. 5) Vulcanismo: origen y distribución de las áreas volcánicas. Prevención y corrección. 6) Vulcanismo: productos volcánicos y factores que determinan el tipo de vulcanismo. 7) Sismicidad: origen de los terremotos, relación entre terremotos y tipos de ondas sísmicas, riesgo sísmico, planificación antisísmica y áreas de riesgo en España. 8) El vulcanismo y su relación con la tectónica global. Distribución de las áreas volcánicas. Vulcanismo en la Península Ibérica y Canarias. Preguntas cortas 9) Cita los diferentes tipos de productos volcánicos. 10) Dibuja un volcán y señale todas sus partes. 11) Existen muchas áreas en las que la actividad sísmica está acompañada por una notable actividad volcánica. ¿A qué se debe esta coincidencia?. 12) ¿Qué causas pueden explicar la existencia de un vulcanismo activo en Canarias si las islas no se encuentran en un borde de placa litosférica?. 13) ¿Por qué el sur de la Península Ibérica es una región de riesgo sísmico? 14) Diferencia entre magnitud e intensidad de un terremoto. 15) ¿Existe relación entre la composición química de un magma y la peligrosidad del vulcanismo generado por dicho magma?. Razona la respuesta. 16) Características de las ondas sísmicas superficiales. 17) ¿Qué es un sismograma? 18) ¿Qué tipos de erupciones volcánicas son más peligrosas? ¿Por qué? 19) Principales métodos de predicción sísmica. 20) ¿Qué son los piroclastos? Cite diferentes tipos TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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21) Compare el riesgo sísmico para dos países situados en entornos geológicos con la misma peligrosidad sísmica, pero uno de ellos más económicamente desarrollado que otro. 22) Conceptos de epicentro e hipocentro de un terremoto. 23) Cita los diferentes tipos de ondas sísmicas explicando brevemente las características de su propagación. 24) ¿Cuáles son las ondas sísmicas que producen mayor daño? ¿Por qué? 25) ¿Qué factores condicionan que la erupción de un volcán sea explosiva?. 26) ¿Qué factores favorecen las erupciones volcánicas no explosivas? 27) Indica las diferencias entre la erupción de un magma básico y la de un magma ácido. 28) ¿Es posible un terremoto de magnitud elevada e intensidad muy baja?. ¿Y un terremoto de magnitud muy pequeña e intensidad elevada?. Razona la respuesta. 29) ¿Qué diferencias hay entre la escala de Richter y la MSK?. ¿Cuál crees que es más científica?. 30) ¿De qué depende el número de víctimas de un terremoto?. Justifícalo. 31) Explica brevemente en qué consiste un tsunami. Preguntas de aplicación 32) Tomando como referencia la noticia recogida en la prensa y la información gráfica, responda razonadamente a las siguientes cuestiones:

Un fuerte terremoto sacude Centroamérica Decenas de muertos, cientos de heridos y cuantiosos daños en los cinco países afectados. EL PAÍS (14 de Enero de 2001)

a) ¿Por qué se producen frecuentemente fuertes terremotos en la región centroamericana? b) ¿Qué otros factores de riesgo sísmico inciden particularmente en la región? c) En el esquema que acompaña a la noticia se indica que la intensidad del terremoto fue de 7,9 grados en la escala Richter. ¿Considera apropiado cuantificar la importancia del terremoto en esos términos? ¿Qué diferencia existe entre intensidad y magnitud de un terremoto? TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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33) El esquema representa un área afectada por un terremoto cuyo foco sísmico (hipocentro) está localizado en una falla. Observe la figura y responda a las siguientes cuestiones: a) ¿Qué zona, de las indicadas en el esquema, tiene mayor riesgo sísmico? Razone la respuesta. b) ¿Se podría haber evitado el terremoto? ¿Cómo se pueden prevenir los desastres sísmicos? Razone las respuestas c) ¿Qué riesgos derivados del terremoto se pueden producir en la zona litoral? 34) En el mapa adjunto aparecen las áreas volcánicas activas más importantes de la región representada. Observe su distribución y responda a las siguientes cuestiones: a) Explica, desde el punto de vista geológico, la ubicación geográfica de los volcanes Nevado de Ruiz, Laki, Islas Canarias y Kilimanjaro. b) Compara la incidencia de los distintos factores de riesgo volcánico que concurren en el área del Popocatepetl (Méjico capital) y en las islas Decepción (dorsal Antártica). c) Medidas preventivas de riesgo volcánico. 35) En relación con este suceso, conteste a las siguientes preguntas: El día 4 de Febrero de 2002 se produjo un terremoto de magnitud 5,4 con epicentro en Jergal (provincia de Almería). La figura ilustra el lugar donde su localizó dicho epicentro (estrella) y la intensidad sísmica (indicada en números romanos) en istintas zonas de las provincias de Granada y Almería. a) Explique los conceptos magnitud e intensidad sísmica.

de

b) Dónde será mayor la diferencia de tiempos de llegada entre las ondas P y S ¿en la estación sísmica de Granada o en la de Almería? Razone la respuesta. c) Comente las medidas que deben de adoptarse en el sureste de la Península Ibérica frente a los fenómenos sísmicos. TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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36) El esquema siguiente corresponde a una región volcánica, en la que recientemente un volcán ha entrado en erupción. Se ha podido constatar que ha habido erupciones históricas ya que restos arqueológicos han sido encontrados debajo de las coladas de lavas, y como puede observarse en uno de los volcanes hay emisiones de gases a la atmósfera. a) Nombra las distintas partes de un volcán señaladas en el esquema con las letras a, b, c y d. b) Comenta los riesgos más frecuentes asociados a las erupciones volcánicas. c) ¿Qué recursos naturales pueden aprovecharse en relación con la actividad volcánica? Comenta algún caso que conozca, preferentemente en España. 37) El Sur de la Península Ibérica y el Norte de Marruecos forman parte de un cinturón sísmico que continúa hacia el Océano Atlántico. En la madrugada del día 24 de Febrero de 2004, un fuerte terremoto de magnitud 6.4 hizo temblar la región de Alhucemas (lugar del epicentro) en el Norte de Marruecos y también fue sentido por la población en otras zonas, como en Melilla y en el Sur de la Península Ibérica. El hipocentro se ha localizado a una profundidad de 13 km. En la Figura A se observan los daños que ha ocasionado el terremoto en la zona del epicentro. En la figura B se indica, mediante una estrella, el lugar exacto del epicentro. a) ¿Cuál es el origen de la sismicidad en la región que se ha descrito en el enunciado de la pregunta? b) ¿Qué tipos de ondas producen daños en las construcciones como los que se observan en la figura A? ¿Qué diferencias hay entre dichas ondas y otros tipos de ondas sísmicas? c) ¿Cómo se pueden evitar o minimizar los daños que ocasiona un terremoto? 38) En el mapa de la figura 1 se muestra la localización epicentral de un terremoto ocurrido en las islas Kuriles el día 13 de enero de 2007. El terremoto tuvo una magnitud de 8,2 y el hipocentro se situó a 10 km de profundidad. En la figura 2 se muestra la sismicidad en esta misma zona, desde 1990 hasta la actualidad, mediante puntos de color de acuerdo con la escala indicada. a) En relación con la magnitud del terremoto, ¿se trata de un terremoto de alta o baja magnitud?. Razona si es previsible esperar en los días siguientes terremotos de tipo réplicas. b) La línea en la figura 2 representa el límite de dos placas litosféricas. ¿Sabrías decir de qué dos placas litosféricas se trata?. ¿Cuál de ellas es la que se introduce en el interior de la Tierra?.


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c) De acuerdo con la teoría de la Tectónica de Placas, ¿por qué el foco de los terremotos es más profundo a medida que nos alejamos del límite de placas. Observando la figura 2, determina para esta región, a qué profundidad se producen los terremotos más profundos.

39) En el mapa de la figura 1 se han localizado los 11 terremotos más grandes registrados en nuestro planeta desde el año 1900 hasta el 2006. En todos los casos la magnitud ha sido igual o superior a 8,5. En laTabla I se detalla la localización, la fecha y la magnitud (M) de los tres terremotos mayores.

a) Observa que la mayoría de estos terremotos se sitúan alrededor del Océano Pacífico. ¿Qué tipo de límite de placas litosféricas puede ser responsable de la sismicidad circumpacífica? Explica en qué consiste dicho límite tectónico. b) De acuerdo con los datos expuestos, razone si es previsible que se produzcan más terremotos de magnitudes muy elevadas (superiores a 8,5) en nuestro planeta. c) Por las características de la zona y de los terremotos, ¿qué medidas se pueden tomar para disminuir el riesgo sísmico en estas zonas? Razone la respuesta.


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40) La actividad sísmica de la Tierra es una prueba permanente de la liberación de su energía interna. En la figura se ilustra la actividad sísmica global durante los últimos días de febrero y en los primeros días de marzo de 2004. El día 24 de febrero de ese año, un importante terremoto, con epicentro en el Norte de Marruecos, provocó la muerte a cientos de personas y ocasionó numerosos daños materiales. Observe la figura detenidamente, cada círculo representa un terremoto y el color de dicho círculo la profundidad del hipocentro. Responda razonadamente a las siguientes cuestiones:

a) ¿Cómo se puede explicar la distribución global de los terremotos en la Tierra?. b) Compara la profundidad de los terremotos en el centro del Océano Atlántico o en el Océano Índico (al Este de Madagascar) con los que se observan en la parte occidental del Océano Pacífico, véase al Este de Australia o en Japón, por ejemplo. ¿Por qué se producen tales diferencias? c) ¿Cómo se denomina a los terremotos de menor magnitud que se generaron en la región de Alhucemas posteriores al temblor sísmico de mayor magnitud? ¿Cuánto tiempo puede durar la actividad sísmica en la citada región?


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TEMA 8 - PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS

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