TEMA 8 PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.pdf

-Vva. de Córdoba I.E.S. “LA JARA” -Vva.

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 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 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 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.

TEMA 8: PROCESOS GEOLÓGICOS INTERNOS Y SUS RIESGOS.

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¿Cómo se ha podido conservar conservar parte de esta esta energía a través 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
















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 l a 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. f luidos. 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).
















El gradiente geotérmico tiene un valor medio de 33 °C/km, ° 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.
















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 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
















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 f luencia viscosa del material (domos gneísicos, diapiros salinos, escamas graníticas , etc.)

Pliegues: definición, elementos y clasificación. Las deformaciones continuas o pliegues pliegues aparecen en materiales materiales estratificados, 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


















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 iintensidad. ntensidad. 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
















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) f undido) formándose filones.

Deformación discontinua: Fallas, elementos y clasificación. cl asificación. 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. f alla. 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. fr ecuente. -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 l a 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. r ocas.
















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
















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
















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 distinguir en todo el planeta planeta tres grandes zonas (siguiendo el contorno 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.


















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 m edidas 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.

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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

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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 i ntensidad (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.
















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
















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
















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


















importancia el dióxido de carbono, el monóxido de carbono, óxido de nitrógeno, óxido de azufre, hidrógeno, hidrógeno, sulfhídrico, sulfhídrico, cloro y amoniaco. amoniaco. El contenido 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 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
















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 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).













































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.



















• 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.
















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 alt o riesgo. Si el vulcanismo es de tipo intermedio, la evacuación, restricciones temporales de uso y la reducción del nivel de los embalses.
















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 de origen volcánico, situado en la placa africana. Su
















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.
















21) Compare el riesgo sísmico para dos países situados en entornos geológicos con la misma peligrosidad sísmica, pero uno de ellos más económicamente desarrollado 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?

















33) El esquema representa un área

















36) El esquema siguiente corresponde a una región volcánica, en la que recientemente un
















c) De acuerdo con la teoría de la Tectónica de Placas, ¿por qué el foco de los terremotos es
















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