Procesos geológicos internos y sus riesgos

2.1 ENERGÍA INTERNA DE LA TIERRA

2.1.1 ORIGEN Y TRANSMISIÓN

            En la superficie terrestre se encuentran abundantes muestras de que la geosfera alberga una importante cantidad de calor en su interior. Este calor tiene, fundamentalmente, dos procedencias diferentes:

• Los restos del calor de formación. La relativamente baja conductividad térmica de las rocas y el efecto de aislante que ejerce la corteza terrestre pueden haber conservado parte del calor que se originó durante el proceso de formación del planeta: tanto el procedente de los impactos de los planetesimales, como el que se produjo durante la diferenciación en capas (debido a la fricción entre los materiales que migraban a través de la Tierra fundida). Parte de este calor todavía permanece en el núcleo y es transferido lentamente hacia las capas superiores de la Tierra.
• El calor generado por los procesos radiactivos. Se cree que la mayor parte de la energía interna de la Tierra procede de la actividad de los isótopos radiactivos de algunos de los elementos químicos que forman los minerales. Estos átomos inestables tienden a sufrir una desintegración de su núcleo que los transforma en elementos con menor masa atómica. En el proceso, liberan energía en forma de calor, así como partículas subatómicas y radiaciones que son capaces de comunicar energía a los átomos vecinos y generar más calor.

La temperatura interna de la Tierra aumenta a razón de 30 °C/km esta variación se denomina gradiente geotérmico. Este aumento no es progresivo ya que, de ser así, el centro de la Tierra estaría a unos 200.000 °C, lo cual equivaldría a un estado gaseoso explosivo. Se piensa que es de solo 6.000 ºC.

          Se llama grado geotérmico a los metros que hay que profundizar para que la temperatura aumente 1 ºC, que es aproximadamente 33,3 m dependiendo de la zona que se mida.

2.1.2 FLUJO TÉRMICO

Se define como la cantidad de energía calorífica liberada por la Tierra por unidad de superficie y tiempo. El flujo promedio mundial es de 2.10²⁰ cal/año.

             La causa es la transmisión del calor interno hasta la superficie por tres mecanismos:

a) Radiación. Es el mecanismo por el cual cualquier cuerpo sólido rígido transmite su calor mediante radiación de onda corta. El calor que conserva la Tierra en su interior se transmite hacia la superficie, lo que hace descender su temperatura interna de forma progresiva.

b) Convección. Es la forma en que los fluidos trasmiten el calor por variaciones de su densidad causadas por la temperatura. En las zonas más profundas y más calientes, los materiales son más ligeros y ascienden; en las zonas más superficiales, al estar más fríos, son más densos y descienden. Se establecen así las corrientes de convección.

c)Conducción. Es una transferencia de calor a través de los materiales por una diferencia de temperatura. De esta forma se transmite el calor en las zonas más superficiales de la geosfera, muy lentamente, por lo que se dice que la corteza actúa como aislante térmico.

2.1.3 LAS CORRIENTES DE CONVECCIÓN MANTÉLICAS

            El modelo que la tectónica de placas propone para la evolución de la litosfera terrestre, implica unos movimientos laterales de casquetes esféricos de escaso espesor relativo (100-200 km.) y comportamiento mecánico rígido sobre una capa que está a mayor temperatura, y que tiene capacidad para fluir.

            Las corrientes convectivas son el motor de la tectónica de placas: la astenosfera es una capa fluida que en su parte inferior está en contacto con materiales más calientes (mesosfera) y, en su parte superior, con materiales más fríos (litosfera). Este desequilibrio térmico motiva la formación de las corrientes de convección, que fuerzan el desplazamiento horizontal de las placas litosféricas.

            Los levantamientos pueden producirse por otro tipo de flujo convectivo del manto distinto al que mueve horizontalmente las placas. A este flujo se le denomina plumas o penachos y consiste en una enorme corriente de material fundido y ligero, procedente del límite superior del núcleo externo, denominado zona D que asciende por el manto, levantando la litosfera que hay por encima.

             El origen de esta dinámica del manto parece tener su origen en:

  *        La alta temperatura a la que se encuentra la zona de contacto entre el núcleo externo y el manto, que favorece el ascenso de penachos o plumas convectivas que pueden perforar la litosfera (puntos calientes).

  *         El enfriamiento del manto superior a causa de la subducción. La placa que subduce puede llegar hasta el núcleo externo, provocando el ascenso de los materiales.

2.1.4 PUNTOS CALIENTES

            La teoría del punto caliente propone la existencia de una zona especialmente caliente en el interior de la Tierra, situada a gran profundidad, que, al parecer, se encuentra enraizada en el manto inferior o incluso en el límite núcleo-manto, y recibe el nombre de pluma mantélica o térmica. Ésta corresponde a procesos entre el núcleo externo y el manto (zona D), que envía materiales fundidos a la superficie (plumas o hot spot), dando origen a volcanes y a islas volcánicas. Al moverse la placa y permanecer el punto caliente fijo, las islas y montes submarinos se van originando alineados. Las islas más antiguas que ya están lejos del punto caliente no tienen volcanes en actividad, mientras que las más jóvenes, las que se sitúan justo encima de éste, presentan un vulcanismo activo. Es el caso de las islas Hawai y de las Canarias (estas tienen su controversia, en cuanto a su origen).

2.1.5 DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS

            Las rocas sufren deformaciones como resultado de los esfuerzos a los que son sometidas en el interior de la Tierra, las deformaciones más importantes se producen en los límites de carácter destructivo de las placas, en los que se forman por compresión grandes estructuras llamadas orógenos.

            En las zonas de dorsales y en el interior de las placas también se producen esfuerzos distensivos.

            El tipo de deformación que se produzca no solo dependerá de la magnitud del esfuerzo que sufran las rocas, sino también de las condiciones que reinen en el entorno geológico en que se produce; condiciones como la temperatura,la presión confinante o litostática,la presencia de agua y el tiempo de actuación del esfuerzo.

Tipos de deformaciones .

            Según su composición, presión y temperatura, un material puede deformarse primero de forma elástica (recupera su forma si cesa el esfuerzo), luego de forma plástica (la deformación permanece al cesar el esfuerzo) y finalmente se rompe. Con bajas presiones y temperaturas es posible que una roca no tenga deformación plástica, como cuando se rompe una roca con un martillo para coger una muestra.

 Curva esfuerzo-deformación

En la corteza terrestre podemos comprobar que existen los tres tipos de deformaciones:

• Los terremotos son ejemplos de deformaciones elásticas.
• Los pliegues son ejemplos de deformaciones plásticas, generalmente producidas cuando las rocas estaban a mayor profundidad y sometidas a altas presiones y temperaturas.
• Las fracturas (diaclasas y fallas) son ejemplos de deformaciones por fractura.

            Los pliegues y las fracturas son deformaciones permanentes que alteran la disposición de las rocas y sus propiedades. El desarrollo de diaclasas o microfracturas asociadas a algunos tipos de pliegues puede hacer que dejen de ser impermeables y permitir tanto el paso de fluidos de interés (petróleo, agua subterránea, fluidos hidrotermales) como de residuos contaminantes producidos por el hombre. Las rocas con fuerte fracturación también pueden suponer una amenaza para la estabilidad de las infraestructuras humanas.

2.1.6 DEFORMACIÓN FRÁGIL: FALLAS

            Son discontinuidades en las rocas producidas por esfuerzos, a lo largode las cuales se ha producido un movimiento diferencial de los bloques resultantes, apreciable a simple vista.

            Las fallas se producen, entre otras causas, por un esfuerzo de cizalla en el que la fuerza desliza una parte de la roca contra otra, y éste puede ser debido a tensión o compresión.

            Las rocas que se encuentran en la superficie, al ser sometidas a tensión, se fracturan perpendicularmente a la dirección de la fuerza actuante. Sin embargo, cuando son más dúctiles, primero sufren un estiramiento y más tarde, si persiste la fuerza, ruptura.

            La compresión da lugar a los diferentes tipos de fracturas según la dirección del esfuerzo máximo. Así, si el esfuerzo compresivo máximo es vertical se originan fallas normales que producen una separación entre los bloques (extensión). Si el esfuerzo compresivo máximo es horizontal, se forman fallas inversas que producen un acercamiento entre los bloques (compresión) y si todos los esfuerzos se producen en la horizontal dan lugar a fallas de desgarre.

2.1.6.1 ELEMENTOS DE UNA FALLA

            Como estructura, una falla puede ser una superficie o un volumen de roca, en cuyo caso se habla de zona de falla, sin embargo aquí vamos a tratar las fallas como superficies y se caracterizan por una serie de elementos:

• Plano de falla: es la superficie a lo largo de la cual se ha producido el movimiento relativo de los bloques. Suelen presentarse estructuras microscópicas o visibles, como pueden ser los espejos de falla,superficies lisas o pulidas debido al rozamiento originado en el desplazamiento entre ambos bloques. En ocasiones, pueden presentar estrías,orientadas según la dirección del desplazamiento.
• Buzamiento: es el ángulo de inclinación del plano de falla respecto a la horizontal.
• Labios de falla: son cada uno de los bloques que quedan a ambos lados del plano de falla. Según el movimiento experimentado por éstos se denomina labio o bloque hundido (muro) al que ha perdido altitud respecto al otro y labio o bloque levantado (techo) al más alto.
• Salto neto: es la distancia entre dos puntos que se encontraban juntos antes del desplazamiento. El salto neto tiene dos componentes vectoriales:

-   Salto en dirección: salto medido en la dirección del plano de falla.

     -   Salto de buzamiento: desplazamiento según la máxima pendiente del plano de falla. Éste, a su vez, se puede descomponer en otras dos: salto vertical, que es la diferencia de altura entre los bloques producidos por la falla y salto horizontal transversal que expresa el desplazamiento de los bloques en la horizontal en dirección normal a la falla.

Elementos de una falla

2.1.6.2 CLASIFICACIÓN DE LAS FALLAS

Las fallas se pueden clasificar en función del plano de falla y del movimiento relativo de los bloques en:

    Fallas normales: en ellas se produce un hundimiento de uno de los  labios respecto al otro y el plano de falla buza hacia el labio hundido o bien está vertical. El salto neto coincide con el salto en buzamiento. Cuando el ángulo de buzamiento es muy pequeño se llaman despegues;se producen por actuación de un esfuerzo de extensión o distensión perpendicularmente a la falla.

    Fallas inversas: tienen un labio levantado y otro hundido, pero el plano de falla buza hacia el labio levantado. Cuando el ángulo de buzamiento es muy bajo (menor de 20º) y el desplazamiento importante, se denomina cabalgamiento y la unidad de roca que queda por encima se llama manto de corrimiento. Seoriginan por un acortamiento (compresión) perpendicularmente a ella.

    Fallas de desgarre: el desplazamiento de un labio respecto a otro se produce lateralmente. El plano de falla puede ser vertical o inclinado, buzando hacia cualquiera de los dos labios. El salto neto coincide con el salto en dirección.

    Fallas rotacionales o en tijera: son fracturas en las que el desplazamiento consiste en un giro de un labio respecto a otro. En éstas, el labio hundido a un lado del punto que ha sido centro del giro, es labio levantado al otro lado de ese punto.

Tipos de falla

2.1.7 DEFORMACIONES Y TECTÓNICA DE PLACAS

            Los esfuerzos que producen deformaciones son el resultado de la transformación de la energía térmica del interior de la geosfera en energía mecánica; por tanto, como fenómeno global, las deformaciones están ligadas a la tectónica de placas y se producen fundamentalmente en los límites de estas.

2.2 SISMICIDAD

           Un sismo es un movimiento vibratorio que se origina en las zonas internas de la Tierra y que se propaga por los materiales de la misma en todas direcciones. Los sismos se generan por una liberación súbita de energía acumulada en las rocas elásticas cuando las fuerzas de tensión a que están sometidas sobrepasan ciertos valores.

            Al lugar donde se inicia el movimiento sísmico se le llama hipocentro o foco, y al punto más próximo de la superficie del terreno situado en la vertical de aquel se le denomina epicentro. En sentido estricto, ni el epicentro ni el hipocentro son puntos concretos ya que, por lo general, la perturbación se produce a lo largo de una superficie de falla de varios kilómetros. El movimiento vibratorio originado se resuelve en forma de trenes de ondas concéntricas que partiendo del hipocentro se propagan en todas direcciones.

          El registro de las ondas sísmicas producido por un terremoto se conoce con el nombre de sismograma y se realiza mediante los sismógrafos, instrumentos que registran las ondas sísmicas. Estos pueden ser verticales u horizontales según que registren la componente vertical u horizontal (norte-sur, este-oeste) del movimiento; de ahí que en las estaciones de registro sean necesarios tres sismógrafos, uno vertical y dos horizontales.

            Con los datos obtenidos se trazan una serie de círculos concéntricos sobre un mapa, cada uno de los cuales corresponde a una isosista, que se indica en números romanos.

2.2.1 ORIGEN DE LOS TERREMOTOS

       Los procesos sísmicos se asocian a la dinámica litosférica y se explican por el comportamiento frágil de los materiales.

      Se explica mediante la teoría del rebote elástico, según la cual, los esfuerzos tectónicos derivados del movimiento de las placas van deformando las rocas lentamente, acumulando energía elástica. Cuando se supera su resistencia, las rocas se rompen súbitamente y la energía liberada se propaga originando las vibraciones del terreno.

       Las zonas donde se suelen dar con más frecuencia este fenómeno son:

*  Zonas de subducción. Los focos sísmicos se localizan en la superficie de contacto entre las placas, hasta unos 700 km. de profundidad.

*  Dorsales. Los focos son superficiales, sobre unos 20 km. de profundidad.

*  Fallas transformantes. Los focos se localizan hasta 80 km. de profundidad.

2.2.2 TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS

            Al analizar un sismograma, observamos tres tipos de ondas: primarias, secundarias y superficiales.

• Ondas primarias (P). Son las más rápidas y, por consiguiente, las primeras en llegar al sismógrafo. Se propagan por medios sólidos y líquidos. Son ondas longitudinales en las que la vibración de las partículas se produce en la dirección de propagación de la onda, de tal manera que los materiales afectados se ven sometidos a un movimiento oscilatorio de compresión y dilatación alternativo (rarefacción), igual que ocurre en un muelle que ha sido estirado y soltado.

K = cte. de incompresibilidad µ = rigidez ρ = densidad

• Ondas secundarias (S). Llegan a la superficie terrestre con posterioridad a las P, ya que su velocidad de propagación es inferior a la de éstas. Son ondas transversales, dado que las partículas oscilan en un plano perpendicular al de avance de la onda, causando un movimiento oscilatorio a las rocas afectadas en sentido perpendicular al de las ondas P. Viajan por el interior de la Tierra y, a diferencia de las ondas P, sólo se propagan por medios sólidos.

• Ondas superficiales . Se denominan así por propagarse sólo por la superficie terrestre, bien en la interfase tierra-agua o tierra-aire, a velocidades constantes pero inferiores a las P y S. Se trata de ondas de gran amplitud y baja frecuencia por lo que son las responsables de los destrozos en las construcciones así como de los maremotos. Se distinguen dos tipos:

a) Ondas Love. Son transversales como las S pero la vibración queda limitada al plano de la superficie del terreno. Los efectos se dejan notar con gran intensidad en torno al epicentro, amortiguándose notablemente al aumentar la distancia al mismo. Son las más peligrosas.

b)  Ondas Rayleihg. Confieren a las partículas un movimiento elíptico vertical que

provoca en el suelo ondulaciones semejantes a las olas.

Tipos de ondas sísmicas

2.2.3 MAGNITUD E INTENSIDAD DE UN TERREMOTO

            Los terremotos se pueden medir según los daños que causan y según la energía que liberan; esta última forma de medir es lo que llamamos magnitud, y la otra que depende de diversos factores se llama intensidad.

    Intensidad (escala de Mercalli). 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 y, además, no se puede aplicar en zonas deshabitadas o sin construcciones.

    Magnitud (escala de Richter). Es una medida de la energía elástica liberada en un seísmo. La energía liberada se puede calcular a partir de la ecuación:

Log E = 11 '8 +1'5 x M

             Siendo M la magnitud y E la energía elástica liberada cuyo valor se puede obtener a partir del sismograma.

            Esta escala ha sido aceptada universalmente y hay que destacar que es una escala logarítmica, de manera que un sismo de escala 6'0 y otro de 7'0 significa que las ondas tienen una amplitud unas 10 veces mayor, y la energía liberada unas 32 veces más.

            Es evidente que las escalas de intensidad dependen en gran medida de la densidad de población (exposición) y de la 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.

Escala de Mercalli

2.2.4 DISTRIBUCIÓN DE TERREMOTOS SEGÚN LA TECTÓNICA DE PLACAS

             Los terremotos provocan deformaciones del terreno por la liberación brusca de la energía elástica que se acumula en las rocas sometidas a esfuerzos.   Esto ocurre a veces en el interior de las placas, pero lo frecuente es que sea en sus bordes olímites.

            Las dorsales presentan una gran actividad sísmica a poca profundidad (con epicentros que no suelen superar los 10 km), causada por los esfuerzos tensionales que soportan. Estos provocan una intensa fracturación en el rift y dan lugar a un sistema de fallas normales o graben.

            Hasta un 90 % de los seísmos que se producen en la Tierra tienen su epicentro en los límites convergentes, que conforman los denominados cinturones sísmicos del planeta. Los hipocentros de los terremotos se disponen en el plano o zona de Benioff, que es el plano inclinado, de unos 45º de buzamiento, por el que se produce la subducción. Así, cuanto más profundo esté el hipocentro, más dentro del continente se encontrará el epicentro.

            Estos seísmos pueden originarse por esfuerzos tensionales, de cizalla o compresivos. Los seísmos tensionales se localizan en zonas del plano Benioff cercanas a la superficie, con epicentros en las inmediaciones de las fosas oceánicas, y se explican por la tensión a la que se ve sometida la placa al arquearse para subducir. Los seísmos de cizalla se sitúan en zonas intermedias del plano y se deben al rozamiento entre las dos placas. Los seísmos compresivos son de origen profundo y se interpretan como la consecuencia de la  resistencia a la penetración que presenta la placa en zonas profundas.

            En los límites transcurrentes, la sismicidad se produce a poca profundidad y está causada por esfuerzos de cizalla debida al desplazamiento relativo de las placas, como sucede en la falla de San Andrés, en California (EE.UU).

2.2.5 RIESGO SÍSMICO Y PLANIFICACIÓN

2.2.5.1 MÉTODO DE PREDICCIÓN

             Hoy por hoy, la predicción de un seísmo es un problema no resuelto, pero es importante tener en cuenta que los terremotos no se producen al azar, ni en el espacio ni a lo largo del tiempo.

*  Tiempo de retorno. Permite definir la cadencia media de los sismos. 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.

*   Elevaciones del terreno. Son difíciles de determinar pues suelen ser de pocos centímetros.

*   Variaciones en la conductividad eléctrica. 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 encuentran.

*   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.

*   Aumento de la concentración de gas radón. Está presente en el agua de los pozos profundos.

*   Aumento de la cantidad de microsismos. Esto indica que la deformación plástica del terreno ya no admite más tensión.

*   Comportamiento animal. Antes del seísmo algunos animales experimentan inquietud, agitación, huida...

2.2.5.2 RIESGOS DERIVADOS

            Los efectos de un seísmo conllevan una serie de riesgos entre los que destacan:

*  Daños en los edificios por agrietamiento o desplome de los mismos.

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

*  Rotura de presas y de conducciones de gas o agua, con el peligro de inundaciones o incendios.

*  Licuefacción,es el efecto producido 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 sísmicas.

* Tsunamis, olas gigantes producidas por un maremoto o inducidas en las aguas continentales.

*  Desaparición de acuíferos y desviación del cauce de los ríos.

*  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 submarinos.

* Epidemias producidas por la putrefacción de los cadáveres y la rotura de las conducciones de agua y alcantarillado.

*  Daños en infraestructuras,como sistemas de telecomunicaciones, carreteras, vías férreas…

2.2.5.3 MÉTODO DE PREVENCIÓN

 -   Normas de construcción 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 que no sean muy extensos superficialmente, ya que la vibración diferencial de las distintas zonas podría originar su derrumbamiento.

 -     Elaboración de mapas de riesgo. En zonas propensas sirve como medida de predicción y de prevención, ya que supone la ordenación del territorio para poder aplicar medidas en los casos que sea preciso: la protección civil (vigilancia, alerta y emergencia) y el establecimiento de normas sobre seguros.

2.2.6 ÁREAS DE RIESGO SÍSMICO EN ESPAÑA

            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.

            Además de la región andaluza y levantina, otras zonas históricas en terremotos son las situadas en los Pirineos, la cordillera Costero-Catalana, la zona noroeste  (Galicia y Zamora) y las islas Canarias, como consecuencia de su  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 Richter, o grado VIII en la MSK).

Zonas sísmicas de España en cuanto a la aplicación de normas sismorresistentes.

2.3 VULCANISMO

            El vulcanismo es un fenómeno geológico que comprende todos los procesos mediante los cuales los materiales fundidos generados en el interior de la Tierra (magmas) ascienden hasta la superficie,

 constituyendo en su salida una erupción volcánica. 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 comienza con la salida de los gases, seguido por materiales piroclásticos y finalmente lavas, con explosiones esporádicas que mantienen abierto el cráter. Cada episodio eruptivo contribuye al desarrollo del volcán. En los períodos de tranquilidad entre dos erupciones, la erosión actúa originando formas de relieve típicos.

            Las principales partes de un volcán típico son:

• Cráter : Orificio por el que sale la lava al exterior. Si tiene más de 1 km, se llama caldera.
• Cono volcánico : Montículo formado por los materiales emitidos por el volcán.
• Cámara magmática : Lugar del interior terrestre dónde se almacena el magma antes de salir al exterior.
• Chimenea : Conducto por el que sale la lavadesde la cámara magmática hasta el cráter.

2.3.1 MAGMAS ÁCIDOS Y BÁSICOS

Un magma es una mezcla de materiales fundidos, preferentemente de composición silícea,  a temperaturas que oscilan entre los 700 y 1.200 ºC, con proporciones variables de agua y otros compuestos gaseosos que suelen permanecer incorporados a la mezcla fundida debido a las altas presiones  que se registran en profundidad. 

            Las rocas formadas a partir de un magma se denominan rocas ígneas  y el análisis de la composición química de un gran número de rocas ígneas ha permitido distinguir dos grandes tipos de magmas:

• El magma básico
• El magma ácido
• Otros tipos de magma

El magma básico (o máfico), comúnmente conocido como magma basáltico, se caracteriza por sus altas temperaturas (entre 900 y 1.200 °C), su relativamente bajo contenido en sílice (-50 %) y baja viscosidad. Se trata de un fundido bastante fluido que puede alcanzar fácilmente la superficie terrestre formando espectaculares ríos de lava. Las rocas que se forman a partir de la solidificación de estos magmas suelen ser de colores oscuros, muy duras y con densidades que oscilan entre 2.900 y 3.300 kg m^-3. Un ejemplo de roca volcánica muy abundante asociada a este tipo de magmas es el basalto, siendo el gabro la roca plutónica que se forma cuando estos magmas solidifican en profundidad.

El magma ácido (o félsico), también denominado magma granítico, es un magma más frío (temperaturas inferiores a 800 °C), con mayor contenido en sílice (65- 77 %) y mayor viscosidad. Este magma fluye más lentamente, de ahí que casi nunca alcance la superficie quedando atrapado en el interior de la corteza donde se produce su solidificación. Si alcanzan la superficie, las lavas que generan solidifican cerca de las zonas de emisión. Las rocas asociadas a este tipo de magmas son de colores claros, con densidades que oscilan entre los 2.500 a 2.700 kg m^-3. Una roca plutónica típica y muy abundante asociada a este tipo de magmas es el granito;contrariamente, la roca volcánica asociada, la riolita,es mucho menos frecuente. Las erupciones de lavas riolíticas son a menudo muy violentas, formándose nubes de gases y cenizas incandescentes que pueden ser lanzadas a varios kilómetros de altura.

            Un tercer tipo de magma es el denominado magma intermedio con características y propiedades entre los magmas básicos y los magmas ácidos. Las rocas asociadas a estos magmas son de colores intermedios, con densidades que oscilan entre 2.700 y 3.000 kg m^-3. La andesita es la roca volcánica más representativa, siendo la diorita la roca plutónica típica. Por último, aunque menos abundante, existe el magma ultramáfico o ultrabásico caracterizado por su bajo contenido en sílice y alto contenido en magnesio (Mg) y hierro (Fe).

2.3.2 TIPOS DE ERUPCIONES

            El tipo de erupción depende, fundamentalmente, del contenido y presión de los gases, controlados por la viscosidad y velocidad de solidificación de la lava, que depende a su vez, 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.

            La clasificación de las erupciones se debe a Lacroix:

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 o puntuales.

     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 (Hawai).

  *   Estrombolianas. Son más explosivas que las anteriores. 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. Su explosividad es de moderada a violenta con emisiones de piroclastos que se acumulan produciendo conos de escorias. Toman su nombre del Vulcano; de este tipo es el Etna.

 *   Vesubianas o plinianas. Semejante a la 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 los materiales solidificados en una gigantesca nube que se eleva a gran altura. Esto es seguido de la salida, también violenta, de magma fundido en forma de nubes incandescentes. En ocasiones pueden producirse grandes nubes de vapor que pueden producir lluvias torrenciales. Ej. Vesubio.    

*  Peleanas. 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 y que arrastran 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.

2.3.3 DISTRIBUCIÓN DE LAS ÁREAS VOLCÁNICAS SEGÚN LA TECTÓNICA DE PLACAS

                El vulcanismo está íntimamente relacionado con la tectónica de placas. Su distribución en la superficie terrestre fue una de las pruebas fundamentales de la dinámica litosférica, y sirvió para determinar la extensión  y  los límites de las placas.

            En un mapa de escala global, se puede advertir que la mayor parte de los volcanes se localiza en tres zonas geográficas determinadas:

a) Círculo circumpacífico. Coincide con las zonas de subducción y con los arcos de islas (Andes, Aleutianas, Japón, Marianas, Filipinas...) donde la densidad de volcanes es muy elevada.

b) Zona de la dorsal medio-oceánica. Son bordes constructivos. En ella se da una erupción submarina de  tipo fisural.

c) 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).

            Además de estas zonas existe un vulcanismo intraplaca; es un magmatismo independiente de las placas litosféricas pero asociado al manto inferior o al núcleo terrestre, son los llamados puntos calientes (cuya distribución  en distintas partes del planeta se ha visto anteriormente). Un ejemplo  de punto caliente en una placa oceánica es el que ha originado las islas volcánicas de Hawai.

            En áreas continentales, y como consecuencia de estos puntos de elevado flujo térmico, salen a la superficie grandes volúmenes  de magmas basálticos a través de fisuras o grietas, que se extienden sobre grandes superficies  en forma de coladas. Se generan de esta forma los llamados “basaltos de meseta” que como ejemplo podemos poner la meseta de Deccan, en la India, con una antigüedad de 65 millones de años.

2.3.4 RIESGO VOLCÁNICO Y PLANIFICACIÓN

             Los volcanes proporcionan tierras fértiles, recursos minerales y energía geotérmica, por lo que el hombre ha ocupado su área geográfica convirtiendo así un proceso natural en un grave riesgo.

2.3.4.1 FACTORES DE RIESGO

Los factores del riesgo volcánico son:

1)  El factor de exposición, que aumenta con el incremento de la población.

2)  La vulnerabilidad, se trata de una medida con la que se valora la susceptibilidad ante los daños, que depende de la disponibilidad de los medios adecuados para afrontarlos.

3)  La peligrosidad, que está en función del tipo de erupción, el número de volcanes y su tiempo de retorno (frecuencia con la que se repiten).

Asimismo, el tipo de erupción depende de las características físico-químicas del magma, e incluso puede variar mientras que está teniendo lugar la erupción.

Para cuantificar la peligrosidad potencial de un aparato volcánico, se establece el índice de explosividad volcánica (IEV).

            Los principales riesgos volcánicos son:

 *  Los gases del magma que constituyen el motor de las erupciones. Existen una amplia variedad de gases volcánicos, entre los cuales los más abundantes son el vapor de agua, el CO₂, y el SO₂. Algunos de ellos son tóxicos o venenosos y ahí reside su peligrosidad.

 *  Coladas de lava. Pueden cubrir extensas áreas, la peligrosidad está en función del tipo de lava.

 *  Lluvias de piroclastos. Los piroclastos son fragmentos lanzados al aire a consecuencia de la pulverización de la lava. Su caída puede provocar muertes debido al impacto así como el hundimiento de algunas edificaciones o el destrozo de cultivos. Se diferencian por su tamaño en cenizas de pequeño diámetro; lapilli, de tamaño comprendido entre un guisante y una nuez, y bombas,  de mayor tamaño y forma fusiforme.

 *  Nubes ardientes o flujos piroclásticos. Se trata de la manifestación volcánica de mayor gravedad. La columna eruptiva en lugar de ascender, cae bruscamente y desciende a gran velocidad por la ladera del volcán, es una nube de fuego: gases, fragmentos incandescentes de lava y cenizas, que se deposita por donde pasa,pudiendo desplazarse hasta a 100 km de distancia, salvando incluso pequeñas elevaciones orográficas. Se puede formar por la explosión lateral del edificio volcánico.

Los fragmentos incandescentes se detienen, se solidifican y  fusionan formando una colada piroclástica.

 Los daños que ocasionan son combustión, quemaduras, asfixia, inhalación de polvo al    rojo vivo, destrucción total de bienes.

 *  La formación de una caldera. Tras una explosión y la expulsión de grandes cantidades de piroclastos, la cámara magmática queda muy vacía e inestable, por lo que su su techo se desploma y el cráter se agranda, transformándose en una caldera  que se puede llenar de agua de lluvia, agua de deshielo, transformándose en un lago de cráter. También puede ser invadida por el mar. Los daños que puede ocasionar son desplome del edificio volcánico, terremotos, tsunamis.

*  Formación de un domo volcánico. Cuando la viscosidad de la lava es extrema, se deposita en el cráter formando un domo o especie de masa de piedra que hace de tapón obstruyendo la salida de lava.

La brusca explosión del domo puede provocar el agrandamiento del cráter, agravando la  erupción y originando una nube ardiente.

 *  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 subterráneos, 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.

Esquema que muestra los distintos fenómenos que se dan en las erupciones volcánicas.

Además de los riesgos, que acabamos de ver, existen unos riesgos asociados a la actividad volcánica, que pueden resultar tanto o más peligrosos que la propia erupción, entre los que destacamos:

• Flujos de lodo o lahares . Son corrientes de lodo que se forman al fundirse las nieves de las cimas de los volcanes. Su velocidad asciende a decenas de Km/h, originando una devastación amplísima. En 1985, la erupción del Nevado del Ruiz formó lahares de hasta 15 m. de espesor, que avanzaron a una velocidad de 50 km/h sepultando la localidad de Armero, situada a unos 50 km. del volcán y matando al 90 % de sus 25.000 habitantes.
• Movimientos de laderas . Su peligrosidad radica en los desprendimientos o deslizamientos debidos a las vibraciones asociadas a la erupción. Los derrubios pueden taponar valles y provocar inundaciones o sepultar ciudades y campos de cultivo.
• Tsunamis . Olas gigantescas (pueden alcanzar los 50 m de altura) producidas por terremotos marinos o erupciones volcánicas en zonas costeras.

             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 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 kilómetros 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 Km/h inundaron las costas situadas a miles de kilómetros del epicentro.

2.3.4.2 MÉTODO DE PREDICCIÓN

            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.

/  Movimientos sísmicos. Pueden ser de origen tectónico o volcánico.

/  Elevación del terreno. El ascenso del magma hacia la superficie provoca deformaciones del edificio volcánico que pueden ser medidas mediante teodolitos e inclinómetros.

/  Variaciones en el magnetismo de las rocas. Se debe a que las rocas al calentarse se desmagnetizan. Se mide mediante magnetómetros.

/  Emisiones de gases. Al aumentar la presión de la cámara magmática, se producen fisuras por donde escapan esos gases como SO₂, CO, CO₂, H₂S, HCl o HF.

            Es necesaria también la elaboración de mapas de peligrosidad y de riesgo para realizar una evaluación de los mismos, identificar señales y delimitar las áreas potenciales de actividad. La fiabilidad de las predicciones es relativa, ya que, desgraciadamente, el vulcanismo explosivo, que es el más peligroso, es el más difícil de pronosticar.

2.3.4.3 MÉTODO DE PREVENCIÓN

            Las medidas preventivas se basan en tomar las precauciones adecuadas para atenuar los efectos en caso de que se produzca un evento catastrófico.

*  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 del cráter para evitar la formación de lahares o coladas de barro.

*  Distribución de mascarillas para 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.

*  Establecimiento de una red de sistemas de alarma para informar rápidamente a la población.

2.3.5 ÁREAS DE RIESGO VOLCÁNICO EN ESPAÑA

            En España, el riesgo sólo está presente en las islas Canarias, donde existe actividad sísmica actual. La región volcánica del Campo de Calatrava constituye, junto con la de Olot en Gerona y la de Cabo de Gata en Almería, una de las tres zonas de volcanismo reciente más importantes de la Península Ibérica. En Almería hubo actividad en tiempos remotos (Hoyazo de Níjar, Vera, Cabo de Gata,...), 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 Almería Cartagena".

Mapa de riesgo volcánico de España