datoanuncios.orgRegion MetropolitanaSantiagoVolcanes / Viernes 3 de Octubre del a�o 2008 / 1:10 Horas.
TIPOS DE VOLCANES
Por su morfologí­a, los volcanes se pueden clasificar....

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TIPOS DE VOLCANES

Por su morfologí­a, los volcanes se pueden clasificar en:

1.- Conos de Ceniza.

Estos conos se forman por el apilamiento de escorias o ceniza durante las erupciones basálticas, en las que predominan los materiales calientes solidificados en el aire, y que caen en las proximidades del centro de emisión. Las paredes de un cono no pueden tener en este caso pendientes muy altas, por lo que generalmente tienen ángulos comprendidos entre 300 y 400 . Son de forma cónica, base circular, y no pocas veces exceden los 300m de altura. Como ejemplo se puede mencionar al Volcán Xitle, ubicado en la falda Norte del Ajusco,
D.F. y otros muchos volcanes que se encuentran en la zona monogenética de Michoacán - Guananjuato .

2.- Volcanes en escudo.

Son aquellos cuyo diámetro es mucho mayor que su altura. Se forman por la acumulación sucesiva de corrientes de lava muy fluí­das, por lo que son de poca altura y pendiente ligera. Su topografí­a es suave y su cima forma una planicie ligeramente encorporadas. Como ejemplo de este tipo de volcanes están los volcanes hawaianos y los de las Islas Galápagos. Ocasionalmente se observan volcanes de escudo con un cono de ceniza o escoria en su cúspide, como es el caso del volcán Teutli en Milpa Alta, D.F.

3.- Volcanes estratificados.

Son los formados por capaz de material fragmentario y corientes de lava intercaladas, lo que indica que surgieron en épocas de actividad explosiva, seguidas por otras donde se arrojaron corrientes de lava fluida. Como ejemplo de estos están los volcanes más altos de nuestro paí­s ; Popocatépetl, Fuego de Colima, etc.

Como se ha indicado antes, las erupciones volcánicas pueden ser clasificadas de varias maneras, de acuerdo con sus caracterí­sticas . Una de las más tradicionales es aquella basada en los nombre de los volcanes de los cuales constituyen una actividad tí­pica, o de alguna erupción históricamente famosa. Así­ se tienen erupciones, entre otras, de tipo Hawaiano, Stromboliano, Vulcaniano, Peléeano, Pliniano,etc. según tengan las caracteristicas que más frecuentemente aparecen en los volcanes de Hawai, en el Stromboli, en el Vulcano, en el Monte Pelée, o de la erupción del Vesubio en el año 79 D.C., descrita por Plinio el Jóven, etc. Esta clasificación no es realmente muy adecuada, ya que estos volcanes pueden presentar muy diversos tipos de actividad en un momento dado. No obstante, dada la frecuencia con que se menciona, esta clasificación de erupciones se resume en la tabla 3.

TIPOS DE ERUPCIONES

Tabla 3 Clasificación de erupciones volcánicas

TIPO

NATURALEZA DEL

MAGMA

CARACTERITICAS

Islandiana

Fluido (basáltico)

Erupción de fisura, emisiones no explosivas de medianos a grandes volúmenes de lava basáltica. Producen extensos campos planos de lava algunos pequeños conoss de salpicaduras de escoria

Hawaiana

Fluidos (basáltico)

Similar a la Islandiana, pero con actividad central más pronunciada. Frecuente aparición de grandes fuentes de lava

Stromboliana

Moderadamente fluido dominan los basaltos

Erupciones mas explosivas que las Hawaianas, con una mayor proporción de fragmentos y piroclastos. La actividad puede ser rí­tmica o continua. Producen conos de escoria de tamaño pequeño a regular. Ejemplo: Paricutí­n, 1943.

Vulcaniana

Viscoso

Explosividad moderada a violenta con emisiones de fragmentos sólidos o semisólidos de lava juvenil, bloques lí­ticos, cenizas y pómez. Producen conos de ceniza, de bloques o combinaciones. Ejemplos : El Chichón, marzo 28 de 1982

Peléeana

Viscoso

Similar a la vulcaniana , pero más explosiva, con emisiones de violentos flujos piroclásticos. Produce domos, espinas y conos de ceniza y pómez.

Pliniana

Viscoso

Emisión paroxí­smica de grandes columnas eruptivas y flujos piroclásticos. Intensas explosiones producen extensas lluvias de ceniza y lapilli . Pueden producir colapso del edificio colcánico y formación de calderas. Ejemplo: El Chichón , abril 4 de 1982

Ultrapliniana

Viscoso

Erupción paroxí­smica pliniana, extremadamente grande y destructiva.

Flujos riolí­ticos

Viscoso

Enormes flujos de ceniza que con volúmenes de varias decenas o centenas de Kilómetros cúbicos pueden cubrir grandes extensiones con cenizas o pómez semi-fundidas

DEFINICION Y CLASIFICACION DE CALIMIDADES DE ORIGEN VOLCANICO Y SUS EFECTOS

A.- FLUJOS DE LAVA

Son lenguas coladas de lava que pueden ser emitidas desde un cráter superior, algún cráter secundario, desde una fisura en el suelo o sobre los flancos de un volcán impulsados por la gravedad; estos flujos se distribuyen sobre la superficie , según la topografí­a del terreno. En términos generales se producen en erupciones de explosividad baja o intermedia y el riesgo asociado a esa manifestación está directamente ligado a la temperatura y composición de lava, a las pendientes del terreno y a la distribución de población .

Las distintas temperaturas y composiciones de la lava pueden originar diversos tipos de flujos. Las palabras hawaianas "aa" y "pahoehoe" denotan dos de los flujos de lava más comunmente observados alrededor de numerosos volcanes basálticos o andesí­tico - basálticos de todo el mundo. Estos flujos se caracterizan principalmente por las texturas de sus superficies.

El pahoehoe tiene una corteza de textura relativamente suave, que se dobla y tuerce en forma similar a como lo hace una tela gruesa o una serie de cuerdas trenzadas. Durante su desarrollo, la superficie del flujo de lava se enfrí­a y alcanza un estado semi-sólido, permitiendo la formación de una corteza plástica y que en su interior siga fluyendo la lava liquida, formando en ocacione largos tubos (o túneles) de lava.

La variedad a, en constraste, se caracteriza por una superficie extremadamente áspera y cortante, y por un avance irregular de los gruesos flujos de ese tipo, producido por acumulaciones y desmoronamientos sucesivos del frente.

Ejemplos de estos tipos de flujos de lava pueden ser fácilmente observados alrededor de los volcanes Paricutí­n (Michoacán) y Xitle (en el Pedregal de San Angel , D.F.).

Otro tipo de flujo de lava muy común en volcanes con productos más ácidos y más viscosos, es la lava de bloques. Estos bloques de lava, con su interior incandescentes, descienden por la pendiente de un volcán en formaa de pequeñas avalanchas, que ruedan cuesta abajo formado lenguas de lava similares a las de un flujo lí­quido.

Un claro ejemplo de este tipo, puede observarse en el volcán de Fuego de Colima, donde desde 1975 se ha producido varias lenguas de lava de bloques. Este proceso ha continuando en forma intermitente hasta la fecha.

La velocidad de avances y los alcances de los flujos de lava son muy variados. Los reportes más comunes sitúan las velocidades observadas con mayor frecuencia en el rango de 5 a 1000 m/hr, pero excepcionalmente se han observado flujos de erupciones islandianas o hawaianas que alcnazan 30 km/hr (Nyragongo , Zaire) y hasta 64 km/hr (Mauna Loa, Hawai). Los alcances máximos reportados son de 11 km para lava de bloques y 45 km para lavas de tipo hawaiano. En contraste, los flujos de lava de bloques y otros tipos de flujos de lavas más viscosas , avanzan por lo general en forma muy lenta, a razón de unos cuantos metros por dí­a y su alcance está muy limitado por las pendientes del terreno.

Los daños que pueden llegar a producir los flujos de lava son muy distintos. Desde luego, la pérdida de tierras laborables por la cobertura del terreno por lava es el más común

Como ejemplos de este tipo de daño pueden citarse en México; los casos de erupciones del Xitle (Sur del D.F.) alrededor del año 470 A.C; del Jorullo (Michoacán), que se desarrolló en el periodo 1759 - 1774 y del paricutí­n (Michoacán ), es el campo de lava (frecuentemente referido como malpaí­s) cubrió aproximadamente 72 km2 de tierras laborables , efectuando gravemente la cultura de Cucuilco, mientras que en el segundo el área cubierta fue alrededor de 9 km2 destruyendo fincas y ranchos . El tercero cubrió cerca de 25 km2 (Villafana, 1907; Flores, 1944; Trask, 1944; Krauskopf, 1948; Atl, 1950; Wilcox , 1954; Mooser, 1957; Zavala, 1982).

La périda de construcciones pueden también ejemplificarse con la erupción del Paricutí­n. En los primeros dí­as de 1944, un flujo de lava que tardó tres dí­as en desplazarse desde el volcán, alcanzó al pueblo de Paricutí­n, a una velocidad de unos 30 m/hr, cubriéndolo por completo. En mayo de 1944, San Juan Parangaricutiro es también alcanzado por otro flujo similar, moviéndose a 25 m/hr, destruyéndolo casi en su totalidad.

El efecto destructivo proviene principalmente del peso de la lava que, con una densidad tí­pica en el rango de 2.7 a 2.9 g/cm3, aplasta las edificaciones de menor altura. Sin embargo, un edificio de altura suficiente que exceda el espesor del flujo de lava, podrí­a en principio resistir el avance de éste. Tal fue el caso de la iglesia de San Juan Parangaricutiro, cuyas partes más altas están relativamente poco dañadas, aunque rodeadas por el flujo de lava.

La razón de esto es que la presión dinámica que puede ejercer lateralmente un flujo de lava sobre un edificio de está dada por dv 2 /2, donde d es la densidad de la lava del flujo y v su velocidad. Se bien la densidad de la lava puede ser considerable como se indica arriba, la velocidad de avance es por lo general tan baja, que la dependencia cuadrática con ella reduce grandemente el valor que pueda alcanzar esta presión.

Así­ por ejemplo, la presión dinámica ejercida por el flujo de lava sobre las paredes de la iglesia de San Juan Parangaricutiro se estima que fué del órden de tan sólo 0.07 Nw/m2 , muy pequeña comparada con la presión ejercida por el peso .

Estas consideraciones pueden ser importantes en el diseño y construcción de edificaciones en zonas volcánicas de energí­a nuclear o de otro tipo , e incluso cualquier otra estructura cuya resistencia sea crí­tica para la seguridad de la región circundante

Estos efectos destructivos pueden atribuirse con mayor frecuencia a lavas del tipo aa o pahoehoe, que por su relativa menor viscosidad pueden viajar sobre terrenos con menor pendiente.

Los flujos de lavas más viscosas, que generalmente se presentan como coladas de lava de bloques, aunque también pueden llegar a desplazarse como flujos continuos y avanzar sobre terrenos con pendientes fuertes. Estos se detienen cuando la pendiente del terreno es menor que aproximadamente el 15%. Sim embargo, los flujos de lava de bloques pueden fragmentarse y generar derrumbes o avalanchas de rocas incandescentes que al deshacerse pueden liberar cantidades considerables de su polvo piroclástico , como fue el caso de la actividad del Volcán de Fuego de Colima en Abril 16 y 18 de 1991.

B).- FLUJOS PIROCLASTICOS.

El término " flujo piroclástico" se refiere en formas genérica a todo tipo de flujos compuestos por fragmentos incadescentes. Una mezcla de partí­culas sólidas o fundidas y gases a alta temperatura que pueden comportarse como lí­quido de gran movilidad y poder destructivo. A ciertos tipos de flujos piroclásticos se les denomina nuees ardentes (nubes ardientes ). Estos flujos, comúnmente se clasifican por la naturaleza de su origen y las caracterí­sticas de los depósitos que se forman cuando el material volcánico flotante en los gases calientes se precipita al suelo. El aspecto de los flujos piroclásticos activos (flujos activo es aquél que se produce durante una erupción, y flujo, sin calificativo, sólo se refiere al depósito) es por demás impresionante.

Es particularmente ví­vida la descripción que hace Plinio el Joven de la erupción del Vesubio en el año 79 D.C., mencionada anteriormente,

" Ominosa, detrás nuestro, nube de espeso humo se desparramaba sobre la tierra como una avalancha".

El poder destructivo de los flujos piroclásticos dependen fundamentalmente de sus volúmenes y de sus alcances . El primer factor está controlado por el tipo de erupción que los produce y el segundo principalmente por la topografí­a del terreno. En térmionos generales, se pueden distinguir tres tipos de flujos de acuerdo al tipo de erupción que los produce (Wiirms y McBirney, 1979): Fujos relacionados con domos o con desmoronamientos de los frentes de lava ; flujos producidos directamente en cráteres de cumbre y flujos descargados desde fisuras.

Entre los flujos piroclásticos relacionados con domos, se distinguen dos tipos que varí­an grandemente en su poder destructivo. Uno es el tipo Merapiano, en referencia al volcán Merapi de Java, que consiste en flujos o avalanchas de origen no explosivo, producidos por gravedad, a partir de domos de cumbre en expansión, que los contiene y generan avalanchas de material caliente que se deslizan sobre los flancos del volcán hasta cerca de sus bases. Algunas avalanchas Merapianas se pueden producir también desde los frentes de flujos de lava de bloques que descienden sobre los flancos del volcán. Estos flujos pueden ser disparados por movimientos de los domos, por temblores que sacuden las estructuras o por algún otro factor externo.

Un ejemplo de este tipo de fllujos ha podido ser observado desde 1975 en el Volcán de Fuego de Colima, aunque no ha tenido grandes efectos destructivos, salvo algunos incendios en pequeñas zonas boscosas en la base del volcán

En contraste, otro tipo de flujos piroclásticos sumamente destructivos relacionados con domos de cumbre, es el llamado tipo Peléeano (Nube Ardiente), referidos a la desvastadora erupción del Monte Pelée , en Martinica, pequeña isla de posesión francesa en el Caribe, el 8 de mayo de 1902, que asoló la ciudad capital de St.Pierre causando cerca de 29,000 ví­ctimas.

Generalmente, se producen durante las fases iniciales del crecimiento de domos, y sus depósitos están formados por ceniza , lapilli y bombas; todo proveniente de magma juvenil, rico en volátiles disueltos; aunque también pueden contener bloque lí­ticos de material no juvenil del volcán, dependiendo esto de qué parte del domo sea emitido el flujo.

En el caso de explosiones de ángulo bajo, en las que la presencia misma del domo dirige la fuerza de la explosión lateralmente, las componentes horizontales de la velocidad de los materiales sólidos del flujo pueden ser muy altas, estimándose hasta en 150 m/seg.

Otra modalidad de flujos piroclásticos destructivos se da cuando éstos se originan en cráteres abiertos, que producen grandes columnas eruptivas que pueden penetrar la estratosfera, y sobre las cuales se discute en el capí­tulo de productos de caí­da libre.

C).- LAHARES

Los lahares son flujos que generalmente acompañan a una erupción volcánica; contienen fragmentos de roca volcánica, producto de la erosión de las pendientes de un volcán. Estos se mueven pendiente abajo y pueden incorporar suficiente agua, de tal manera que forman un flujo de lodo. Estos , pueden llevar escombros volcánicos frí­os o calientes o ambos, dependiendo del origen del material fragmentario. Si en la mezcla agua-sedimiento del lahar hay un 40-80 % por peso de sedimiento entonces el flujo es turbulento, y si contiene más del 80 % por peso del sedimento, se comporta como un flujo de escombros. Cuando la proporción de fragmentos de roca se incrementa en un lahar (especialmente gravas y arcilla), entonces el flujo turbulento se convierte en laminar.

Un lahar puede generarse de varias maneras:

  1. Por el busco drenaje de un lago cratérico, causado quizás por un erupción explosiva, o por el colapso de una pared del cráter.

  2. Por la fusión de la nieve o hielo, causada por la caí­da de suficiente material volcánico a alta temperatura.

  3. Por la entrada de un flujo piroclástico en un rí­o y mezcla inmediata de éste con el agua.

  4. Por movimiento de un flujo de lava sobre la cubierta de nieve o hielo en la parte cimera y flancos de un volcán.

  5. Por avalanchas de escombros de roca saturada de agua originadas en el mismo volcán.

  6. Por la caí­da torrencial de lluvias sobre los depósitos de material fragmentario no consolidado.

Como ejemplo de este tipo de flujo tenemos el gran lahar formando durante la erupción del Monte Santa Helena el 18 de mayo de 1980, con un deslizamiento masivo de escombros de roca, saturado de agua en un flanco de volcán. Este flujo llegó valle abajo hasta una distancia de 25 Km, aunque una removilización posterior hizo que éste se extendiera unos 70 Km más allá de su primera llegada. La distancia que puede alcanzar un lahar depende de su volumne, contenido de agua y la pendiente del volcán a partir de donde se genera.

Los lahares, también pueden ser causados por la brusca liberación del agua almacenada en un glaciar sobre un volcán, y que puede deberse a una rápida fusión del hielo por condiciones meteorológicas o por una fuente de calor volcánico.

La forma y pendiente de los valles también afecta la longitud de estos. Un valle angosto con alguna pendiente permitirá que un cierto volumne de lahar se pueda mover a gran distancia, mientras que un valle amplio y de poca pendiente dará lugar a que el mismo se disperse lentamente y se detenga dentro de una distancia más corta.

Las velocidades de estos flujos están determinadas por las pendientes. Por la forma de los cauces. Por la relación sólidos-agua y de alguna manera por el volumen. Las velocidades más altas reportadas son aquellas alcanzadas sobe las pendientes de los volcanes. En el Monte Santa Helena por ejemplo, el lahar causado por la erupción del 18 de mayo de 1980 alcanzó, en sus flancos, una velocidad de más de 165 Km/hr; sin embargo, en las partes bajas del mismo, la velocidad promedio sobre distanciasde varias decenas de Km fue de menos de 25 Km/hr.

Los lahares pueden dañar poblados, agricultura y todo tipo de estructura sobre los valles, sepultando carreteras, destruyendo puentes y casas e incluso bloqueando rutas de evacuación. También forman represas y lagos que al sobrecargarse, se rompen generando un peligro adicional.

Es bien conocido el triste caso de la actividad del Nevado El Ruí­z, en Colombia, el 13 de noviembre de 1985 , en el que una serie de erupciones relativamente menores dieron origen a la peor catástrofe conocida en el territorio de Colombia. Las cenizas expulsadas cayeroon durante varias horas sobre el glaciar y la nieve de la cumbre, fundiéndolos y formando un lahar que, desplazándose a una velocidad media estimada en 12 m/s, arrasó la población de Armero, a 55 Km de distancia, causando cerca de 25 000 ví­ctimas.

Una manera de limitar los fectos de estos lahares, es construir diques y otras estructuras para controlar los cursos de sus flujos, de tal manera que puedan encauzarse zonas planas sin causar daño, o bien estructuras que disminuyan su energí­a "filtrando" las rocas más grandes que arrastran los lahares (ingenierí­a "Sabo",muy desarrollada en Japón).

D.- CENIZA DE CAíDA LIBRE

La ceniza volcánica que se deposita, cayendo lentamente desde alturas considerables, consiste de fragmentos piroclásticos muy pequeños de material juvenil; estos es, el producto de la fragmentación extrema de lava fresca. Se denomina de caí­da libre y generalmente tiene un diámetro entre 1/16 mm y 2 mm. La ceniza fina es aquella que tiene un diámetro menor d 1/16 mm. En ocasiones, cuando el magma contiene numerosos cristales, los sólidos se separan del lí­quido para formar ceniza cristalizada.

Estos depósitos, comúnmente son conocidos como capas de ceniza, cuando se consolidan son llamadas tobas. Estas cenizas frescas, frecuentemente contienn fragmentos de tamaño grande, por lo que pueden llamarse ceniza-lapilli o toba-lapilli en caso de contener moderado o abundante lapilli. Si contienen bloques de roca, entonces será toba-brecha; y será toba aglomerado si contiene bombas volcánicas.

Durante una explosión, cerca de la boca del volcán se acumulan los fragmentos de caí­da libre en forma de capas y cada una de ellas indicará una explosión separada; sin embargo, sólo la ceniza más fina es arrastrada por el viento a grandes distancias no pudiendo distinguirse, en este último caso , los depósitos de explosiones individuales. Aquí­, las capas de ceniza tienden a formar un manto continuo sobre la topografí­a. Las capas de lapilli y ceniza generalmente aparecen bien clasificadas, lo que les permite mostrar una gradación en tamaño tanto vertical como lateralmente. Los fragmenteos más grandes ocupan la base de una capa ya que caen más rápido que los pequeños, y por la misma razón los más grandes tambien caen más cerca de la boca. Los pequeños tienden a caer más lejos, arrastrados por el viento.

Ocasionalmente, las capas de ceniza muestran un incremento en el tamaño de grano hacia arriba, lo que se interpreta como un incremento persistente de la fuerza explosiva durante el desarrollo de un erupción .

Una erupción explosiva violenta puede inyectar ceniza fina en los niveles superiores de la atmósfera y en la estratosfera, con lo que ésta viajará grandes distancias en el planeta, como ocurrió con la erupción del volcán Krakatoa en 1883; la del Chichonal en 1982 y la del monte Pinatubo en 1991. Estos últimos ejemplos han causado cambios atmosfericos y climáticos, ya que las partí­culas de ceniza han dado lugar a la formación de aerosoles por la precipitación de sulfatos sobre los núcleos de condensación, además de reducir la cantidad de rayos solares que inciden sobre la superficie terrestre.

La velocidad de movimiento de la ceniza depende de la velocidad del viento, por ejemplo la erupción del Katmai, Alaska en 1941, que esparció ceniza en un área de unos 115 000 Km2 ,llegó a acumularse en espesores de hasta 30 cm a 160 Km de distancia de la boca eruptiva.

La capas de ceniza han sido útiles en la correlación cronológica de la actividad volcánica de un edificio en particular, dando información, tanto de su evolución como de su grado de explosividad y peligrosidad.

En muchas ocasiones las capas son muy semejantes, lo que hace difí­cil o imposible diferenciarlas, aunque en estos casos la ceniza se reconoce primordialmente por su composición e í­ndice refractivo de los fragmentos vidriados, por la naturaleza y abundancia de cristales; además de otras caracteristí­cas , tales como espesor, color y posición estratigráfica.

Otros aspectos interesantes de la ceniza de caí­da libre es el cambio de su composición en relación con la distancia recorrida desde el punto de erupción , ya que cuando es eyectada, ésta consiste en una mezcla de cristales son más densos que el vidrio, tienden a caer más rápido que aquél. Por tanto, los cristales son más abundantes en los depósitos de ceniza cercanos a la boca eruptiva y tienden a disminuir en cantidades en la medida en que se incrementa la distancia desde ella.

El daño principal que causa la ceniza ocurre cuando se acumula en los techos de las construcciones, provocando su colapso, situación que se puede evitar limpiando a intervalos la ceniza acumulada sobre los mismos. La inhalación de ceniza tambien es peligrosa, por lo que se recomienda usar máscara contra polvo o al menos un simple pedazo de tela para cubrir la nariz y la boca. Donde haya equipos mecánicos trabajando, se recomienda usar filtros adecuados para evitar para evitar que el polvo penetre y les cause corrosión y rápido desgaste.

De ser posible, también se deben trasladar los animales y ganado doméstico a un lugar seguro, pues de lo contrario pueden morir debido al polvo y la ceniza o al agua y vegetales contaminados. La ceniza también reduce la visibilidad, por lo que una evacuación durante una lluvia de ella es difí­cil o hasta imposible y en estos casos se ha llegado a recomendar a la gente que no salga de sus casas hasta que restaure la visibilidad y que sólo salga brevemente para limpiar los techos de sus construcciones, siempre que la zona en cuestión no se encuentre dentro del alcance de flujos piroclásticos o lahares.

En áreas donde ha caí­do suficiente ceniza, acumulación provoca la defoliación y caí­da de ramas de árboles, caí­da de techos, irritación de las ví­as respiratorias en personas y animales, contaminación de suministros de agua, taponamiento de drenajes y adición de elementos quí­micos menores al suelo, que pueden efectuarlo (según su composición , positiva o negativamente) y en secuencia a los alimentos que produzca.

Aunado a esto, si llueve en abundancia, se generán flujos de lodo que son aún más peligrosos, ya que se crean a lo largo de corientes que pueden destruir instalaciones hidroeléctricas carreteras y poblaciones asentadas en las riberas de los rí­os.

En el caso del volcán Chichonal, la caí­da de ceniza produjo daños a cultivos , interrupción total de comunicaciones aéreas y parcial en las terrestres en los estados de Chiapas, Tabasco, Campeche y parte de Oaxaca, Veracruz y Puebla, principalmente.

TEMBLORES.

Qué son y cómo son los TEMBLORES.

LA TIERRA.

El planeta donde vivimos está formado por varias capas de roca y otros materiales muy duros; el centro del planeta se encuentra a muy altas temperaturas. La última de estas capas es lo que llamamos corteza terrestre: en ella se encuentran las montañas, lagos, valles, cañadas, es decir, donde vivimos.

LA CORTEZA TERRESTRE.

La corteza terrestre es la más delgada de las capas del planeta, sin embargo, tiene varios kilómetros de grueso y está formada a su vez por varias capas de tierra y roca llamadas placas. Estas placas llegan a chocar entre sí­ debido a la presión interna del planeta; cuando esto ocurre, los que vivimos en la corteza terrestre sentimos un temblor de tierra.

¿QUE ES UN TEMBLOR?

Es un fenómeno natural que se produce en la corteza terrestre, se manifiesta con movimientos que pueden ser leves o muy bruscos, y que se mueven en varias direcciones.

EL FOCO O EPICENTRO DE UN TEMBLOR.

Es el lugar que queda exactamente arriba del sitio donde se inicia un temblor; a partir de ese lugar se producen las vibraciones o los movimientos. Mientras más cerca se esté del foco o lugar de inicio, más fuerte se sentirá el temblor y, en consecuencia, más daños podemos sufrir.

QUE OTRAS CAUSAS PRODUCEN TEMBLORES.

En el interior de la corteza terrestre hay cavernas naturales que llegan a derrumbarse, y el reacomodo del suelo produce movimientos que en la superficie se registran como temblores. Mientras más grande sea la caverna que se derrumba, más fuerte será el temblor que se sienta en la superficie.

Otra causa es cuando nace un volcán, o cuando uno que ya existí­a entra de pronto en actividad; en ese caso también se producen temblores que generalmente no alcanzan grandes distancias, pero que pueden ser muy fuertes en sus cercaní­as.

QUE PUEDE SUCEDER ANTES Y DESPUES DE UN TEMBLOR.

Antes de un temblor fuerte pueden presentarse otros de menor intensidad; a estos temblores pequeños se les llama PREMONITORES. Generalmente se producen temblores pequeños después de uno muy fuerte; a veces son pocos temblores, otras veces no; lo cierto es que los temblores cesarán hasta que la corteza terrestre vuelva a encontrar su equilibrio.

TEMBLORES FUERTES Y TEMBLORES LEVES.

La profundidad a la que se encuentran las placas cuando chocan entre sí­, determina la intensidad de un temblor. Entre más profundas estén las placas, más leve se siente el temblor. En cambio las placas superficiales, que están a menos de 60 kilómetros de profundidad, cuando chocan provocan temblores intensos como los que destruyeron hace cinco años ciudades de Guatemala y Nicaragua.

ACTIVIDAD SíSMICA EN VOLCANES

Uno de los própositos fundamentales para el estudio de la sismologia volcánica es el de conocer los patrones de actividad sí­smica que permitan establecer oportunamente la probabilidad de una erupción . La actividad sí­smica en volcanes suele presentarse con meses o años de anticipación a cualquier manifestación observable en el exterior, por ejemplo la emisión de vapor , gases o cenizas o bien el calentamiento del agua de la laguna que puede formarse en el cráter. Es por ello que la sismologí­a volcánica es considerada como una de las herremientas más útiles en el conocimiento del fenómeno volcánico y determinante , en consecuencia , para la protección de las poblaciones crcanas .

CARACTERISTICAS DE LOS DIFERENTES TIPOS DE SISMOS

Los sismos pueden agruparse, tomando en cuenta su origen, tectónicos, volcánicos y de colapso. Estos últimos son producidos principalmente por el derrumbamiento de techos de cavernas o minas y sólo son percibidos en áreas reducidas.

Los sismos llamados tectónicos son aquellos producidos por rupturas de grandes dimensiones en la zona de contacto entre placas tectónicas (sismos interplaca ) o bien en zonas internas de éstas (sismos intraplaca). Como ejemplo de sismos interplaca pueden citarse los eventos de julio 1957 (Mag 7.7) y el de septiembre de 1985 (Mag 8.1). En México, estos sismos comúnmente tienen sus epicentros en la costa occidental entre Jalisco y Chiapas, con profundiades tí­picas entre 15 y 20 Km.

En menor número con respecto de los anteriores, aunque también alcanzan grandes magnitudes, ocurren sismos intraplaca, como el de enero de 1931 (M8), con epicentro en la región sur del estado de Oaxaca. Las profundidades de estos sismos puede variar entre unos cuantos kilómetros hasta 70 u 80, en el caso de nuestro paí­s.

Por otra parte, como resultado del movimiento de fluidos y gases así­ como de la generación de fracturas para permitirlo o bien del colapso de cavidades ocasionadas por salidas de magma, se originan los sismos volcánicos. En las etapas previas a episodios de actividad volcánica mayor, estos eventos se presentan en número reducidos (algunos sismos por dí­a o por mes). Sin embargo, poco antes y sobre todo durante una erupción la actividad sí­smica aumenta hasta presentar decenas o cientos de sismos en unas horas.

Los sismos volcánicos , según indican las estádisticas mundiales, muy pocas veces han rebasadolos 6 grados en la escala de magnitud. Por tanto, la probabilidad de que un volcán pueda llegar a ocasionar daños por la actividad sí­smica asociada a al erupción del Chichón, localizado en el estado de Chiapas, se mantuvieron básicamente en el rango de 1.5 a 2.4. Por su parte , la magnitud promedio de sismos en el Popocatépetl se ha mantenido en 2.4 a partir de diciembre de 1994. La magnitud máxima alcanzada hasta ahora es de 3.5.

SIGNIFICADO DE LAS SEÑALES SISMICAS DE UN VOLCAN

De manera especí­fica, se han establecido cuatro categorí­as de sismos volcánicos, usadas a escala mundial:

  • Los llamados tipo "A" , con apariencia similar a los tectónicos, normalmente se presentan a profundidades hasta de 20 Km y con carácter impulsivo en sus fases iniciales. La localización hipocentral de estos eventos señala su agrupamiento en un volumen definido y de manera numerosa. Se considera que se deben a fracturamientos de materiales corticales.

  • los tipos "B" de poca profundidad y que muestran un aumento gradual de sus amplitudes con el tiempo, están constituidos en buena proporción por ondas superficiales. Muy probablemente, la resonancia debida a presiones transitorias en un conducto o una fractura saturada con fluidos es la fuente de este tipo de eventos.

  • tremores armónicos, vibración de cáracter continuo que puede prolongarse por varias horas con amplitudes regulares y que muestran un contenido de frecuencia más o menos estable. Su origen aún no ésta completamente explicado, aunque se piensa que deben a la oscilación continua de elementos del aparato volcánico, o al desplazamiento de magma.

  • sismos volcánicos explosivos, son aquellos que llegan a presentarse durante erupciones explosivas, tienen magnitudes generalmente pequeñas y pueden ser sentidos a corta distancia del volcán. Estos eventos no representan en sí­ riesgo para las construcciones por la vibración que produce en el suelo, ya que la mayor parte de la energí­a de la explosión se disipa en el aire, pudiendo arrojar fragmentos de diversos tamaños a distancias considerables.

En el caso del Popocatépetl, se han presentado los tres primeros tipos de eventos, además de aquellos que han sido denominadas exhalaciones, que tiene un crecimiento gradual hasta alcanzar amplitudes de consideración, asociados particularmente a la emisión de cenizas.

Para el análisis de los sismos volcánicos se debe tener presente que existen diferencias importantes, respecto de los sismos tectónicos, en las caracterí­sticas de las fuentes, las trayectorias que siguen las ondas y la disposición de las estaciones para su registro.

Los mecanismos de la fuente presentan mayores complejidades en el caso de sismos volcánicos, debido principalmente a que implican la dinámica adicional de gases , fluidos y sólidos en la generación de vibraciones. Por otra parte, la estructura de un volcán, a través de la cual se trasmiten las señales sí­smicas, es sumamente compleja, con numerosas interfaces irregulares, etc. de este modo, la señal sí­smica original se somete a un gran número de su trayectoria de viaje, antes de ser registrada por un sismógrafo.

En consecuencia, lo que se observa en un registro sí­smico o sismograma, son los efectos mezclados de la fuente, la trayectoria de propagación y la caracterí­sticas geológicas del sitio donde se registró el movimiento. Por esto, los sismogramas tienen ordinariamente formas con algunas diferencias en su contenido de frecuencias, sus amplitudes y su duración, función de la ubicación de la estación que haya detectado el evento.

Usualmente, los volcanes activos cuantan con varias estaciones de registro instaladas sobre y alrededor del cono. Esto permite, entre otras cosas, tener conocimiento claro de la variación de las profundidades de los sismos, aspectos de suma importancia en la estimación de probabilidades de una erupción mayor.


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fase eruptiva del volcán chaitén declina
pueda tener nuevas fases eruptivas de mayor intensidad
el callaqui
estratovolcán localizado en los Andes
volcán calbuco
Su último período de actividad ocurrió el 12 de agosto de 1996
aucanquilcha
Reserva Nacional Alto Loa
volcán arintica
salar de Surire
volcán antuco
la laguna del mismo nombre a los pies del volcán
volcán acotango
localizado geográficamente en la frontera de Bolivia y Chile
volcán acamarachi
Volcanes de Chile
el parinacota y el pomerame
EL PILLÁN VIVE PRISIONERO EN LAS ENTRAÑAS DEL VOLCÁN OSORNO

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