trabajo final las corrientes y los volcanes

7/25/2019 Trabajo Final Las Corrientes y Los Volcanes

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UNIVERSIDAD DE SAN CARLOS DE GUATEMALA

ESCUELA DE POSTGRADO

MAESTRA EN INGENIERA GEOTCNICA

CURSO : GEOLOGA FSIC A Y GEOMORFOLOGA

CAT: ING . CARLA GORDILLO DE MARCHENA

LAS CORRIENTES

Y

LOS VOLCANES

OSCAR MANUEL MONTERROSO RAMREZ

FECHA: 13 DE MARZO DEL 2010


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MAESTRA INGENIERA GEOTCNICA

GEOLOGA FSICA Y GEOMORFOLOGA

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INDICE

I. INDICE 02

II. OBJETIVOS 03

III. INTRODUCCIN 04

IV. LAS CORRIENTES

A. FLUJ OS SUPERFICIALES 06

B. CAUDAL 12

C. CAUCES 14

D. CUENCIAS 16

E. DUNAS 18

F. MORRENAS (LOEES) 23

V. LOS VOLCANES

A. VULCANISMO 27

B. TIPOS DE VOLCANES 29

C. TIPOS DE ERUPCIONES 30

D.

CALIMIDADES DE ORIGEN VOLCNICO

1. FLUJOS DE LAVA 31

2. FLUJOS PIROCLSTICOS 33

3. LAHARES 34

4. CENIZA 35

VI. CONCLUSIONES 38

VII. RECOMENDACIONES 39

VIII. BIBLIOGRAFA 40


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OBJETIVOS

GENERAL

Orientarse con la conceptualizacin de trminos relacionados con la geologa fsica yentendimiento prctico de los mismos.

ESPECFICOS

El entendimiento del trmino de las corrientes superficiales y los respectivos temas que laintegran; as como la influencia en nuestro medio.

Tener el concepto del trmino volcn, como est integrado y efecto que causa en nuestromedio al encontrarnos en una franja volcnica.


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INTRODUCCIN

El presente trabajo consiste en una sntesis del tema relacionado con las corrientessuperficiales del agua, el por qu del mismo, sus componentes y la definicin de stos, as comolos factores que pueden crear un desequilibrio de ste y afectar nuestro medio.

Se mencionan las caractersticas de los Volcanes, las distintas teoras sobre su formacin,descripcin, tipos de volcanes, los materiales que expulsa a la superficie terrestre, su distribucinen el planeta, y los efectos que pueden llegar a causar en nuestro medio.


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LAS CORRIENTES


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FLUJOS SUPERFICIALES

Desde hace unas cuantas dcadas se sabe que la estructura de las corrientes marinas a escala global

es tridimensional, con movimientos horizontales en los que el viento juega un importante papel y conmovimientos verticales, en los que la salinidad y las temperaturas son las fuerzas impulsoras. Lascorrientes superficiales, observadas y estudiadas desde hace siglos, estn por lo tanto ligadas, pormovimientos convectivos de agua, a corrientes profundas de caractersticas mucho menos conoc idaspero cuyo estudio en los ltimos aos ha recibido un fuerte impulso debido a su importancia ocenica yclimtica.

Figura 1. Corrientes superficiales en el Atlntico Norte

Hasta hace poco tiempo, los libros de texto escolares solan simplificar el tema de las corrientes marinasy solamente tenan en cuenta el estudio de las corrientes superficiales. De esta forma se ha solidoensear que en el Atlntico Norte las corrientes principales forman circuitos de aguas clidas y fras,cuyo principal giro, que bordea al anticicln de las Bermudas/Azores, est compuesto por el tro de lacorriente del Golfo (Gulf Stream), la corriente de Portugal y Canarias, y la deriva Norecuatorial, que locierra al llegar al Caribe. Sin embargo, si aadimos al sistema de corrientes superficiales del AtlnticoNorte el caudal aportado por la corriente del Norte de Brasil nos encontramos con una primeracomplicac in, ya que no existe una corriente semejante en superficie que devuelva todo ese c audal alAtlntico Sur. Existe as un transporte neto superficial de agua desde el Atlntico Sur al Atlntico Norteque indica que esos circuitos cerrados superficiales son insuficientes para explicar el sistema.

La corriente del Norte de Brasil, alimentada por la corriente surecuatorial, es una corriente importante,que no ha recibido en la explicacin de las corrientes marinas la consideracin que se merece. Losanillos de giro anticiclnico que se forman en ella y que cruzan el Ecuador frente al nordeste brasileo,aportan un considerable caudal neto al Atlntico Norte, de unos 15 Sv aproximadamente (estasmediciones son muy aproximadas; algunas medidas dan un caudal superior: 9 Sv en Marzo y 36 Sv enJ ulio), es decir, el equivalente a unas 100 veces o ms el caudal del Amazonas en su desembocadura (1Sverdrup es un caudal de 1 milln de metros cbicos por segundo). Este flujo llegado del hemisferio sural hemisferio norte se junta con un flujo tropical difuso de otros 15 Sv que llega al Caribe proveniente deleste y del nordeste, alimentado en parte por la corriente de Canarias, con lo que el caudal total de la


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Corriente del Golfo que inicia su recorrido al norte de Cuba suma unos 30 Sv

Nota: no consideramos en el balance la ganancia de agua que entra al Artico desde el Pacfico a

travs del estrecho de Bering y que luego pasa al Atntico a travs del estrecho de Fram (entreGroenlandia y las Svalbard) y por los estrechos del archipilago canadiense (estrecho de Nares, entre laisla de Ellesmere y Groenlandia, especialmente). Tampoco tenemos en cuenta la prdida de agua porel exceso de la evaporacin sobre la precipitacin y la escorrenta de los ros en el Atlntico Norte. Estosflujos, de ganac ia y prdida respectivamente, son inferiores a 1 Sv anual y ms o menos se c ompensan.

Figura 2. Esquema aproximado de la circulacin termohalina en el Atlntico. No se representa en la figura el hundimiento de aguaen algunas zonas prximas a la Antrtida (Mar de Wedell y Ross). Tampoco se tiene en cuenta aqu la entrada de agua delPacfico al Atlntico, va el Artico, y que puede ser de aproximadamente de 1 Sv. Tampoco la prdida neta, inferior a 1 Sv, deagua evaporada que supera en el Atlntico Norte al aporte de la precipitac in y de los ros. (1 Sv=1 milln de metros cbicos porsegundo).


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Pero qu ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlntico Norte? Pues que laCorriente del Golfo la transporta hacia el nordeste, y al llegar al extremo septentrional del Atlntico, alos Mares Nrdicos, aumenta su densidad por enfriamiento y se hunde. Desde all, por niveles profundos

e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Se forma as en el Atlntico una especie de cinta rodante(conveyor belt), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo haciael sur en las profundidades.

Esta circulacin (llamada tambin MOC, meridional overturning circulation, circulacin meridianavolteante) funciona de forma continua. Su rodillo impulsor se encuentra en los Mares Nrdicos y en elMar de Labrador. Los Mares Nrdicos nombre de reciente acuacin (a no confundir con el Mar delNorte) se encuentran en la zona subpolar del Atlntico, al norte del paralelo que pasa porGroenlandia-Islandia-Noruega. Por eso a veces se les llama tambin (con un poco de humor etlico)mares GIN (Greenland- Iceland- Norway). Por otra parte, el Mar de Labrador, que es tambin una zonade hundimiento, se ubica al sur de Groenlandia y al este de la Pennsula de Labrador.

Figura 3. Los Mares Nrdicos

Mecanismos de hundimiento: la importancia de la salinidad y de la temperatura

La salinidad y la temperatura del agua juegan un papel crucial en el funcionamiento de esta cintarodante. Cuando las aguas transportadas por la Corriente del Golfo llegan a los Mares Nrdicos, sutemperatura media, que era de 10 C en el paralelo 50 N, pasa a ser solamente de unos 3C en elparalelo 65 N. Por enfriamiento y contraccin trmica, adquieren una densidad alta y acabanhundindose, dejando espacio para la llegada desde el sur de nuevas masas de agua.

El fenmeno de hundimiento por conveccin que se produce en aquellos mares septentrionales se


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intensifica al comienzo del invierno por el aumento de la salinidad. Ocurre que cada otoo-invierno,durante la formacin de los hielos marinos en reas subrticas, hay una suelta de sal y se forma, bajo labanquisa de hielo, una masa de agua fra y muy salada que se hunde y contribuye a la formacin del

agua profunda del Atlntico Norte.

Figura 4. Formacin de agua profunda en los mares subpolares

Por qu el fenmeno es especialmente significativo en el Atlntico? Ocurre que el Atlntico Norte esbastante ms clido y salado que el Pac fico Norte. As, en la franja latitudinal 45 N 60 N, el AtlnticoNorte tiene una temperatura media superficial de 10 C y una salinidad de 34,9, mientras que elPacfico Norte tiene una temperatura de 6,7C y una salinidad de 32,8 .

Figura 5. Salinidad ocenica en superficie (en gramos de sal por kg de agua)


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La alta salinidad del Atlntico se explica porque el volumen de agua evaporada supera ampliamente

al volumen de agua aportado por las precipitaciones y las escorrentas de los ros que desembocan enese ocano. Por el contrario, en el Pacfico, los sistemas montaosos del oeste americano provocanlluvias abundantes y hacen de barrera a la penetracin de la humedad en el continente. El aguaevaporada del Pacfico que los vientos del oeste llevan hacia Norteamrica, produce copiosas lluviascosteras y vuelve a ese ocano sin apenas penetrar en el continente americano. Por el contrario, enEuropa no existen esas barreras topogrficas y gran parte de la humedad atlntica acarreada porvientos del oeste pasa de largo y se aleja hacia Asia, sin ser recuperada por el ocano Atlntico.

Adems, otro motivo de la mayor salinidad del Atlntico Norte es que el agua evaporada en la reginanticiclnica subtropical, que se extiende de las Bermudas a las Azores, es traspasado en gran medidaal Pacfico, llevado por los vientos alisios tropicales que atraviesan el istmo de Panam. La evaporacin

en el Atlntico y el trasvase atmosfrico del vapor hac ia el Pac fico, hace que aumente la salinidad delas aguas tropicales atlnticas.

El transporte de calor

Las corrientes marinas en especial la Corriente del Golfo (Gulf Stream ) uegan un papel muyimportante en la distribucin latitudinal del calor. Gran parte del calor excedentario que se recibe en elTrpico radiac in solar entrante menos radiac in infrarroja saliente es transportado hac ia otras

latitudes deficitarias. Gracias a la corriente marina, el aire seco y fro que sale del continente americanoimpulsado por los vientos del oeste se carga de humedad y calor a su paso por el Atlntico Norte yllega templado y hmedo a las tierras de Europa.

En 1991, un modelo climtico de Manabe y colaboradores, en el que se jugaba con un sistemaacoplado atmsfera-ocano, predijo que un cambio en la circulacin ocenica del Atlntico Nortepoda provocar un enfriamiento de Europa (Manabe, 1991). La hiptesis original, retomada ms tardepor otros modelistas, era que por un feedback negativo, consistente esencialmente en un frenado de laCorriente del Golfo, se producira el enfriamiento en el continente. Esto ocurrira porque elcalentamiento provocado por el efecto invernadero hara que aumentase el transporte areo de aguadesde las latitudes tropicales a las latitudes medias y altas. As, aumentaran las precipitaciones

septentrionales y la escorrenta de los ros que desembocan en el Atlntico Norte, con lo cual, losaportes fluviales de agua dulce haran perder salinidad a las aguas marinas y haran menos eficiente elproceso de hundimiento del agua superficial que tiene lugar en los Mares Nrdicos. Finalmente, elsistema termohalino de corrientes se debilitara, disminuira la fuerza de la Corriente del Golfo y seranms fros los inviernos en las latitudes medias y altas del continente euroasitico.


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CAUDAL

El caudal, flujo o descarga es la cantidad de agua que pasa a travs de una seccin del canalpor unidad de tiempo. Se calcula multiplicando la velocidad del agua (m/s) por el rea de laseccin (m2) lo que produce un volumen (m3/s) ). Por lo tanto, este aspecto solamente seraplicable a sistemas de aguas corrientes como ros, arroyos, caadas.

La descarga es un producto del c iclo hidrolgico, por lo tanto vara con la topografa, geologa,clima, estacin, vegetacin y rea de drenaje. Los cursos de agua con mayor nmero deafluentes suelen tener flujos ms estables. Cuencas con intenso uso de la tierra y pocavegetacin riparia, suelen tener descargas que responden rpidamente a las precipitac ones.Por otro lado, las cuencas forestadas suelen aportar caudales ms constantes.

Los cambios en el caudal, afectan la profundidad del agua, la composicin de los sedimentos yla carga de sedimentos en suspensin. Por estos motivos, afectan tanto la estructura fsica delhbitat como su variabilidad temporal, lo que a su vez determina la composicin biolgica delsistema.

Adems conocer el caudal es importante, ya que cuanto mayor sea, mayor capacidad tendrnde ser poco afectados cuando reciban descargas, mientras que las corrientes pequeas tienenmenos capac idad de diluir y degradar desechos.


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CAUCES

Recordemos que a la hora de estudiar un ro concreto nos estamos fijando en tres fenmenos:

el curso, el cauce y el caudal. En este artculo nos vamos acentrar en el cauce.

El cauce de un ro es el lugar concreto por el que transcurre.Normalmente es sinnimo de lecho del ro, pero el cauceincluye las aguas subterrneas, los ros que circulan por elinterior de las cuevas, y las de infiltracin. Es frecuente quebajo el lecho de un ro, y en ocasiones con diferente curso,existan corrientes de agua infiltrada con un caudal inclusomayor que el del propio ro. Pero aqu trataremos,bsicamente, la parte superficial del ro, es decir el lecho. Enel lecho del ro se distinguen cuatro elementos: el canal, el

lecho menor, el lecho mayor y el lecho mayor espordico.

El canal es la incisin ms profunda del ro, la ltima en ser abandonada por las aguas cuandoel ro se seca. Tiene forma de arqueta y es la zona donde las aguas corren con mayorvelocidad, por lo que suele tener elementos ms grandes que las orillas.

El lecho menor es el que cubren las aguas entre las pocas de caudal intermedio. Sus mrgenesestn claramente definidas. En l puede existir una alternancia de fondos hundidos y elevados.Los fondos hundidos pueden formar pozas, si estn cerrados, o surcos si se extiendenlongitudinalmente. Los fondos altos forman umbrales, y llegan a hacer una ruptura de pendienteen el que se forma un rpido. Algunos fondos altos estn emergidos y forma islas fluviales.

El lecho mayor es el que cubren las aguas durante las pocas de mximo caudal anual. Estazona se inunda todos los aos, pero durante unas pocas semanas. Aqu predominan losprocesos de acumulacin, y los de erosin. Esta acumulacin se hace, mayoritariamente, cercade los mrgenes del lecho menor, hasta el punto de que en algunos sitios puede presentar unperfil alomado, y tener cierta contrapendiente con relacin a resto del lecho del ro. Estascontrapendientes pueden aislar pequeas depresiones longitudinales que se inundan durantelas crec idas, antes que por la arroyada del agua, porinfiltracin. Sus mrgenes son conocidos eidentificables, pero estn mucho ms desdibujados que los del lecho menor.

El lecho mayor espordico es aquella zona que se inunda en las grandes crecidas, las cuales sedan recurrentemente, pero con ciclos de varios aos entre una y otra, y en son ocasionesseculares. Esta zona est colonizada por la vegetacin, incluso suele estar cultivada, ya que suslimos son muy feraces. En muchos pases, imprudentemente, se estn construyendo viviendasdentro de los mrgenes de estos lechos, por lo que suelen sobrevenir inundaciones y catstrofesque afectan a las personas, las vas de comunicacin y la economa. Sus mrgenes estn muydifuminados, aunque en condiciones naturales es posible determinarlos. Sin embargo esnecesario un estudio, ya que normalmente no se distingue de los alrededores. Cuando los ciclosde inundacin son muy largos no tienen competencia suficiente para marcar el lecho, y,adems, otros procesos morfogenticos borran sus huellas. En ciudades que sufreninundaciones espordicas, pero recurrentes, se pueden ver marcadas, la altura a la que llegtal inundacin con indicacin del ao, y es que ese punto se encuentra dentro del lecho mayorespordico del ro.


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CUENCAS

En el anlisis de un hidrograma se ha considerado la separacin entre los caudales procedentesde la escorrenta superficial, la subsuperficial o hipodrmica y los caudales subterrneos.

La escorrenta superficial inicia y finaliza el hidrograma en primer lugar. El caudal subterrneopresenta un hidrograma retrasado y mucho ms plano; el hidrograma producido por caudalessubsuperficiales e hipodrmicos est en una situac in intermedia.

El problema prctico que se plantea es siempre el inverso, es decir dado un hidrograma realseparar la parte correspondiente al hidrograma de escorrenta superficial. Es un problema quese aborda por mtodos experimentales siempre partiendo del mximo nmero de datos y conconocimientos prcticos.

En primer lugar es necesario dibujar los hidrogramas existentes y localizar en ellos los puntos A y Bde inicio de la curva de concentrac in y de inflexin en la curva de bajada.

Para ello se dibujarn las tangentes que rectifican cada uno de los tramos.

Otro mtodo consiste en fijar el punto B en funcin de la frmula N = 0 .827A 0,2,donde Nes elnmero de das y A es el rea de la cuenca en km2.

Analizando la escorrenta superficial y estudiando el hidrograma de una cuenca se plantea el

anlisis de las carac tersticas fsicas de la cuenca que condicionan el hidrograma producido enellas. Estas caractersticas superficiales son la forma, el relieve y distribucin hidrogrfica.

rea.Es la magnitud ms importante que define la cuenca. Delimita el volumen total de aguaque la cuenca recibe en cada.

Para determinar el rea de la cuenca es necesario delimitar su contorno. Existe un primercontorno de la cuenca definido por la topografa y que delimitara la cuenca vertiente porescorrenta superficial, es decir, determina los puntos cuya escorrenta vierte a la cuencaconsiderada. Para ello se debe determinar la lnea lmite de la cuenca con las adyacentes

localizando en primer lugar los puntos ms altos del lmite de la cuenca, posteriormente sedibuja el contorno de la cuenca, sabiendo que la escorrenta es siempre perpendicular a lascurvas de nivel.

Forma de la cuenca.Puede ser mas o menos redondeada. El ndice que habitualmente definela forma de la cuenca es el ndice de capac idad de G ravelius:

Kc= Permetro de la cuenca / Permetro de un crculo de igual rea Kc= 0,282(P / A1/2)

Donde Pes el permetro de la cuenca y A es el rea. Si A > Kc, la cuenca tiene forma alargada.


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SITIOS DE MONITOREOMrgenes de reas de dunas activas. Colinas de arena y dunas estabilizadas con vegetacin

en reas continentales internas, idealmente localizadas a lo largo de transectas climticas.

ESCALA ESPACIALDe parcela a paisaje / regional.

MTODO DE MEDICINLos cambios en el tamao, la forma y posicin de dunas individuales, campos de dunas y losmantos de arena pueden ser monitoreados mediante observaciones repetidas de campo,areas y satelitales. Mediciones de las reas activas y durmientes/relicticas y cubiertasuperficial/vegetacin asociada puede ser monitoreada mediante fotografas areas oimgenes satelitales.

FRECUENCIA DE MEDICINLos sistemas de dunas deben ser monitoreados cada 5 a 10 aos, para observar los cambiosasociados a los ciclos de sequas, y ms frecuentemente cuando se detectan movimientos.

LIMITACIONES DE LOS DATOS Y DEL MONITOREOPor lo general no se dispone de registros climticos, especialmente de datos sobre vientos.

APLICACIONES AL PASADO Y AL FUTUROUn registro de la actividad de las dunas para los ltimos 50 aos puede ser elaborado paramuchas reas semi-ridas, y correlacionado con registros de precipitacin y temperatura.Existen paleorregistros, que incluyen las direcciones de paleo-vientos, para dunas relicticas del

Cuaternario, las cuales estan ampliamente distribuidas en frica, Australia, India yNorteamrica. Tambin puede ser evaluado el impacto potencial de futuras variacionesclimticas sobre los sistemas elicos. Un conocimiento del estado del sistema de sedimentoselicos, la provisin y disponibilidad de sedimentos puede proporcionar un nuevo marcoconceptual para considerar los campos de dunas como geoindicadores.

POSIBLES UMBRALESEl ndice de movilidad de dunas M > 50, donde M es la relacin entre (1) el porcentaje detiempo en el cual el viento sopla a ms de 5 m/seg. (la velocidad lmite para el transporte dearena), y (2) la lluvia anual dividida por la transpiracin potencial. Otros umbrales podran estarbasados sobre los lmites aceptables para reas de dunas activas sobre tierras agrcolas, as

como sobre niveles freticos asociados.ASPECTOS AMBIENTALES Y GEOLGICOS RELACIONADOSLas dunas mviles pueden invadir y destruir tierras agrcolas productivas y afectar rutas. Losesfuerzos humanos para estabilizar dunas comnmente fallan debido a que introducenestructuras desequilibrantes que se contraponen a las tendencias naturales. Muchos esfuerzosse han hecho para estabilizar dunas, especialmente en complejos costeros, plantandovegetacin que aglutina la arena. La migracin de dunas puede afec tar los niveles de espejosde aguas someras, reduciendo la superficie de evaporacin. La disminucin de cubiertavegetal por sobrepastoreo y deforestacin se puede agregar al problema de activacin dedunas y desertificacin en regiones ridas y semiridas.


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EVALUACIN GENERALLas dunas son indicadores muy importantes de los cambios ambientales en las regiones ridas y

semi-ridas y en zonas costeras.

Great Sand Dunes National Monument, Colorado. A pesar de los frecuentes vientos que modelan y remodelan lasdunas aqu (a >700 m de altura, las ms altas de Amrica del Norte), en general el contenido de humedad (de la lluviay la nieve) hac e que el complejo sea muy estable.(Lou Ma her)

Dunas de arena invadiendo el bosque, Little Sable Point, Michigan, USA. (L. Maher)


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Una duna en estrella en Hexi Corridor del noroeste de Gansu, China. Se observa una lagunaentre dunas detrs de la cresta.(Zuo & Xing 1992)


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MORRENAS (LOEES)

Ambiente elico:

Bajo de la palabra elico se reconoce todos los fenmenos de la accin del viento.Existe Erosin- transporte- deposicin elica es decir por el viento. El ambiente elico no es tanabundante como el ambiente fluvial, pero en sectores sin vegetacin (desiertos) juega unpapel muy importante. Adems los depsitos elicos existentes se investigan como testigo yproducto de cambios climticos durante del pasado.

Lugares:Los fenmenos del viento, la erosin elica, dunas hoy se puede observar en siguientes zonas:

Zonas sin vegetac inZonas ridas: Desiertos, zonas subpolaresSectores con vientos fuertes

Ejemplos: Norte de C hile, Sahara (frica), Pennsula antrtica, Svalbard, Groenlandia

Erosin por el viento:

En regiones sin vegetacin y con mucho viento la atmsfera contiene una gran cantidad depolvo (de tamao silt (=limo) o arena). El choque de estas partculas contra una roca duraprovoca una abrasin (erosin elica).

Una forma especial de erosin elica son los tafoni. Son alvolos grandes (1m) redondas comose puede observar por ejemplo entre Caldera y Chaaral (Chile).

Transporte:

El viento puede transportar partculas finas hasta partculas del tamao arena. Ms frecuentesson partculas del tamao silt. En casos especiales las partculas pueden volar algunos miles dekilmetros para depositarse en regiones lejanos de su origen.

PartculasDimetro(mm)

Velocidad del viento(m/seg.)

Velo. del viento en(km/hora)

Limo 0,05-0,01 0,1-0,05 0,36-0,18Arena fina 0,1 1-1,5 3,6-5,4

Arenamediana

0,5 5-6 16,5-21,6

Arenagruesa

1 10-12 36-43,2


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cantidad de hielo en el mundo pertenece a la temperatura global. En la historia terrestre seconocen pocas con una cantidad de glaciares mayores en comparacin de hoy, perotambin pocas sin ningn glaciar. El ultimo mximo de glaciacin (poca glacial) era cerca

18.000 aos atrs. En esta poca grandes partes de Chile (de La Serena hacia al sur) y delmundo - especialmente el hemisferio norte, eran cubierta con hielo.

En las regiones de altas montaas donde esta una temperatura promedia baja el nieve se seacumula y se transforma a hielo. Por la gravitacin el hielo se mueve hacia abajo. Durante este

movimiento el glaciar erosiona las rocas del fondo. Estos trozos de rocas (hasta un tamao de10m) flotan con el hielo hacia abajo. En los sectores ms bajas de las montaas, donde lastemperaturas son ms altas, el glaciar pierde grandes cantidades de hielo. Pero para undeshielo total se necesitan algunos aos. Durante este tiempo las ultimas partes del glaciar semueven ms hac ia aba jo. En el momento del deshielo total todas las clastos flotantes en el hielose acumulan en un sector (porque falta el medio de transporte). Este acumulacin se llamamorrena.Generalmente se diferencian entre morrenas terminales, morrenas laterales y morrenas delfondo.

Los glaciares (especialmente las pocas glaciares) dejaron unas marcas bien caractersticas enlos paisajes:Especialmente los bloques errticos llamaron atencin. Bloques tremendamente grande -superior de los tamaos que el agua pude mover se encuentran en varios sectores del mundo:La nica explicacin es el transporte adentro del hielo. Lo otro es el hielo forma valles del tipo "U"- en contrario un ro forma un valle del tipo "V". La formacin de lagos - especialmente gruposde lagos ms o menos ubicados paralelamente (como en el sur de Chile o Argentina).Acumulaciones de rocas clsticas de mala clasificacin - en estructuras largas (tal vez muyparecidos a terraplenes de ferrocarriles).En el norte de Europa el movimiento de los hielos transport impresionantes cantidades declastos de diferentes tamaos y diferentes tipos ms de mil kilmetros.


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LA VOLCANES


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VULCANISMO

Es indispensable definir algunos conceptos bsicos para iniciar un tratamiento de los efectos de

erupciones. A continuacin se presentan una serie de breves definiciones de los trminosvulcanolgicos ms frecuentemente utilizados. En relacin a las estructuras, podemos empezarpor la palabra Volcn.

En muchos lenguajes, la palabra volcn significa literalmente "montaa que humea". Encastellano "Volcn" proviene del latn Vulcano, referido al Dios del Fuego de la mitologaromana, que a su vez deriva del Dios Hefesto de la mitologa griega. De una manera algo msformal puede utilizarse la definicin de MacDonald (1972) y decirse que un volcn es aquellugar donde la roca fundida o fragmentada por el calor y gases calientes emergen a travs deuna abertura desde las partes internas de la tierra a la superficie. La palabra volcn tambin seaplica a la estructura en forma de loma o montaa que se forma alrededor de la aberturamencionada por la acumulacin de los materiales emitidos. Generalmente los volcanes tienen

en su cumbre, o en sus costados, grandes cavidades de forma aproximadamente circulardenominadas crteres, generadas por erupciones anteriores, en cuyas bases puede, enocasiones, apreciarse la abertura de la chimenea volcnica.

Los materiales rocosos que emite un volcn pueden ser fragmentos de las rocas "viejas" queconforman la corteza o la estructura del volcn, o bien "rocas nuevas" o recin formadas en laprofundidad. Las rocas "nuevas" pueden ser arrojadas por el volcn en estado slido o fundidas.Magma es la roca fundida que se encuentra en la parte interna del Volcn, que cuandoalcanza la superficie, pierde parte de los gases que lleva en solucin. Lava es el Magma omaterial rocoso "nuevo", lquido o slido, que ha sido arrojado a la superficie.

Comnmente, las lavas rec in emitidas se encuentran en el rango de temperaturas entre 700 C

y 1200 C, dependiendo de su composicin qumica. Todas las rocas que se han formado apartir del enfriamiento de un magma se llaman rocas gneas. Cuando el enfriamiento tuvo lugaren el interior de la tierra, y las rocas fundidas no llegaron a emerger a la superficie, se llamanrocas gneas intrusivas. Cuando la roca se ha formado ha partir del enfriamiento de lava en lasuperficie, se denomina roca gnea extrusiva. A todas las rocas que han sido producidas poralgn tipo de actividad volcnica, sean intrusivas o extrusivas, se les llaman rocas volcnicas.Pero no todas las rocas gneas son volcnicas.

Existen grandes masas de rocas gneas intrusivas, denominada plutnicas , que se han enfriadoa gran profundidad , sin estar asociadas a ningn tipo de actividad volcnica. Algunas de lasrocas plutnicas ms comunes son, por ejemplo , c iertos tipos de granito.

La emisin de material rocoso y gases a alta temperatura es lo que se denomina una erupcinvolcnica. Cuando sta es el resultado directo de la accin del magma o de gas magmtico,se tiene una erupcin magmtica. Las erupciones pueden resultar tambin como efecto delresultado tambin como efecto del calentamiento de cuerpos de agua por magma o gasesmagmticos. Cuando el cuerpo de agua es un acufero subterrneo, la erupcin generada porel sobrecalentamiento de este por efectos magmticos, se denomina erupcin fretica. Estetipo de erupciones generalmente extruye fragmentos de roca slida " vieja" , producidos por lasexplosiones de vapor. En algunos casos, este tipo de erupciones pueden emitir tambinproductos magmticos mezclados con los de la erupcin de vapor. Si este es el caso, laerupc in se denomina freatomagmtica.


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Es comn que, despus de una gran erupcin magmtica o freatomagmtica, una formacinde lava muy viscosa empiece a crecer en el fondo del crter por la chimenea volcnica,formando una estructura en una forma de cpula a la que se llama domo, que puede crecer

hasta cubrir por completo al crter.

Los materiales rocosos fragmentados emitidos por una erupcin, lanzados en forma slida olquida, se denominan piroclastos. Qu tan fina sea la fragmentacin de los piroclastosdependen de la intensidad de la erupcin explosiva . Estos, al depositarse en el suelo, puedencementarse por varios procesos, tales como solidificacin, por enfriamiento si venan fundidos, opor efecto del agua, etc. Los piroclastos cementados forman las rocas piroclsticas.

Una forma genrica de referirse a los productos piroc lsticos, cualesquiera que sea su forma , estefra. A los fragmentos de tefra de menor tamao (menores de 2mm) se les llama ceniza, y a losmayores lapilli. El magma , antes de emerger en una erupcin , se acumula bajo el volcn aprofundidades de unos cuantos kilmetros en una cmara magmtica.

Las erupciones explosivas pueden producir densas columnas de tefra que ocasionalmentepenetran la estratosfera y alcanzan alturas superiores a los 20 km; stas son las columnaseruptivas.

Durante una erupcin explosiva, el magma al alcanzar la superficie, produce grandescantidades de gas, que traa en solucin y libera enormes cantidades de energa por diversosprocesos. Esta diversidad de mecanismos presentes en la erupcin, hace difcil medir sutamao. As, en contraste con la sismologa, en la que se mide el tamao de un temblor enfuncin de la energa elstica que libera en forma de ondas ssmicas; en vulcanologa lamedida del tamao de una erupc in es un problema que no est del todo resuelto .

Walker (1980) sugiri que se necesitan cinco parmetros para caracterizar adecuadamente lanaturaleza y tamao de una erupcin explosiva: Magnitud de masa , es la masa total delmaterial eruptado. Intensidad , es la razn a la que el magma es expulsado (masa/tiempo).Poder dispersivo , es el rea sobre el cual se distribuyen los productos volcnicos y estrelacionada con la altura de la columna eruptiva. Violencia , es una medida de la energacintica liberada durante las explosiones, relacionada con el alcance de los fragmentoslanzados, Potencial destructivo, es una medida de la extensin de la destruccin deedificaciones, tierras cultivables y vegetacin, producida por una erupcin.

En 1955 Tsuya defini una escala de magnitudes basadas en el volumen de los distintos tipos demateriales eruptados. La escala de Tsuya se incluye en la tabla 2. En 1957 Yokoyama y en 1963Hdervari, propusieron extender las escalas de volumen a una escala de Magnitud de energa ,basada en la relacin de proporcionalidad directa entre la masa del material emitido, suvolumen y la energa liberada. Recientemente, De la Cruz-Reyna(1990) defini una escala demagnitudes basada en la relacin entre el tamao de las erupciones y su razn global deocurrencia. Una medida del tamao de las erupciones que combina algunos de los parmetrosanteriores (dependiente de la disponibilidad de informacin ), es el ndice de explosividadvolcnica, VEI (Newhall y Self, 1982).


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TIPOS DE VOLCANES

Por su morfologa, los volcanes se pueden c lasificar en:

1.- Conos de Ceniza: Estos conos se forman por el apilamiento de escorias o ceniza durante laserupciones baslticas, en las que predominan los materiales calientes solidificados en el aire, yque c aen en las proximidades del centro de emisin. Las paredes de un cono no pueden teneren este caso pendientes muy altas, por lo que generalmente tienen ngulos comprendidosentre 300 y 400 . Son de forma cnica, base circular, y no pocas veces exceden los 300m dealtura. Como ejemplo se puede mencionar al Volcn Xitle, ubicado en la falda Norte delAjusco, D.F. y otros muchos volcanes que se encuentran en la zona monogentica deMichoacn - Guanajuato .

2.- Volcanes en escudo: Son aquellos cuyo dimetro es mucho mayor que su altura. Se formanpor la acumulacin sucesiva de corrientes de lava muy fludas, por lo que son de poca altura y

pendiente ligera. Su topografa es suave y su cima forma una planicie ligeramenteencorporadas. Como ejemplo de este tipo de volcanes estn los volcanes hawaianos y los delas Islas Galpagos. Ocasionalmente se observan volcanes de escudo con un cono de ceniza oescoria en su cspide, como es el caso del volcn Teutli en Milpa Alta, D.F.

3.- Volcanes estratificados:Son los formados por capaz de material fragmentario y corrientes delava intercaladas, lo que indica que surgieron en pocas de actividad explosiva, seguidas porotras donde se arrojaron corrientes de lava fluida. Como ejemplo de estos estn los volcanesms altos de nuestro pas ; Popocatpetl, Fuego de Colima, etc.

Como se ha indicado antes, las erupciones volcnicas pueden ser clasificadas de variasmaneras, de acuerdo con sus caractersticas . Una de las ms tradicionales es aquella basada

en los nombre de los volcanes de los cuales constituyen una actividad tpica, o de algunaerupcin histricamente famosa. As se tienen erupciones, entre otras, de tipo Hawaiano,Estromboliano, Vulcaniano, Pelano, Pliniano, etc. segn tengan las caractersticas que msfrecuentemente aparecen en los volcanes de Hawai, en el Stromboli, en el Vulcano, en elMonte Pele, o de la erupc in del Vesubio en el ao 79 D.C., descrita por Plinio el J oven, etc.Esta clasificacin no es realmente muy adecuada, ya que estos volcanes pueden presentarmuy diversos tipos de actividad en un momento dado.


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TIPOS DE ERUPCIONES

Clasificac in de erupciones volcnicas

TIPO NATURALEZA DEL

MAGMA

CARACTERITICAS

Islandiana Fluido (basltico) Erupc in de fisura, emisiones no explosivas de medianos agrandes volmenes de lava basltica. Producen extensoscampos planos de lava algunos pequeos conos desalpicaduras de escoria

Hawaiana Fluidos (basltico) Similar a la Islandiana, pero con actividad central mspronunciada. Frecuente aparicin de grandes fuentes de lava

Stromboliana Moderadamentefluido dominan los

basaltos

Erupciones mas explosivas que las Hawaianas, con una mayorproporcin de fragmentos y piroclastos. La actividad puede serrtmica o continua. Producen conos de escoria de tamaopequeo a regular. Ejemplo: Paricutn, 1943.

Vulcaniana Viscoso Explosividad moderada a violenta con emisiones defragmentos slidos o semislidos de lava juvenil, bloques lticos,cenizas y pmez. Producen conos de ceniza, de bloques ocombinaciones. Ejemplos : El Chichn, marzo 28 de 1982

Pelana Viscoso Similar a la vulcaniana , pero ms explosiva, con emisiones deviolentos flujos piroclsticos. Produce domos, espinas y conos

de ceniza y pmez.Pliniana Viscoso Emisin paroxsmica de grandes columnas eruptivas y flujos

piroclsticos. Intensas explosiones producen extensas lluvias deceniza y lapilli . Pueden producir colapso del edificio volcnicoy formac in de calderas. Ejemplo: El Chichn , abril 4 de 1982

Ultrapliniana Viscoso Erupc in paroxsmica pliniana, extremadamente grande ydestructiva.

Flujosriolticos

Viscoso Enormes flujos de ceniza que con volmenes de varias decenaso centenas de Kilmetros cbicos pueden cubrir grandesextensiones con cenizas o pmez semi-fundidas


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DEFINICION Y CLASIFICACION DE CALIMIDADES DE ORIGEN VOLCNICO

Y SUS EFECTOS

A.- FLUJOS DE LAVA

Son lenguas coladas de lava que pueden ser emitidas desde un crter superior, algn crtersecundario, desde una fisura en el suelo o sobre los flancos de un volcn impulsados por lagravedad; estos flujos se distribuyen sobre la superficie , segn la topografa del terreno. Entrminos generales se producen en erupciones de explosividad baja o intermedia y el riesgoasociado a esa manifestacin est directamente ligado a la temperatura y composicin delava, a las pendientes del terreno y a la distribucin de poblacin .

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 ms comnmenteobservados alrededor de numerosos volcanes baslticos o andestico - baslticos de todo elmundo. Estos flujos se caracterizan principa lmente por las texturas de sus superficies.

El pahoehoe tiene una corteza de textura relativamente suave, que se dobla y tuerce en formasimilar a como lo hace una tela gruesa o una serie de cuerdas trenzadas. Durante su desarrollo,la superficie del flujo de lava se enfra y alcanza un estado semi-slido, permitiendo la formacinde una corteza plstica y que en su interior siga fluyendo la lava liquida, formando en ocasioneslargos tubos (o tneles) de lava.

La variedad a, en contraste, se caracteriza por una superficie extremadamente spera y

cortante, y por un avance irregular de los gruesos flujos de ese tipo, producido poracumulaciones y desmoronamientos sucesivos del frente.

Ejemplos de estos tipos de flujos de lava pueden ser fcilmente observados alrededor de losvolcanes Paricutn (Michoacn) y Xitle (en el Pedregal de San Angel , D.F.).

Otro tipo de flujo de lava muy comn en volcanes con productos ms cidos y ms viscosos, esla lava de bloques. Estos bloques de lava, con su interior incandescentes, descienden por lapendiente de un volcn en forma de pequeas avalanchas, que ruedan cuesta abajo formadolenguas de lava similares a las de un flujo lquido.

Un claro ejemplo de este tipo, puede observarse en el volcn de Fuego de Colima, donde

desde 1975 se ha producido varias lenguas de lava de bloques. Este proceso ha continuandoen forma intermitente hasta la fecha.

La velocidad de avances y los alcances de los flujos de lava son muy variados. Los reportes mscomunes sitan las velocidades observadas con mayor frecuencia en el rango de 5 a 1000m/hr, pero excepcionalmente se han observado flujos de erupciones islandianas o hawaianasque alcanzan 30 km/hr (Nyragongo , Zaire) y hasta 64 km/hr (Mauna Loa, Hawai). Los alcancesmximos 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 ms viscosas , avanzanpor lo general en forma muy lenta, a razn de unos cuantos metros por da y su alcance estmuy limitado por las pendientes del terreno.


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Los daos que pueden llegar a producir los flujos de lava son muy distintos. Desde luego, laprdida de tierras laborables por la cobertura del terreno por lava es el ms comn

Como ejemplos de este tipo de dao pueden citarse en Mxico; los casos de erupciones delXitle (Sur del D.F.) alrededor del ao 470 A.C; del J orullo (Michoacn), que se desarroll en elperiodo 1759 - 1774 y del paricutn (Michoacn ), es el campo de lava (frecuentemente referidocomo mal pas) cubri aproximadamente 72 km2de tierras laborables , efectuando gravementela cultura de Cuicuilco, mientras que en el segundo el rea cubierta fue alrededor de 9 km 2

destruyendo fincas y ranchos . El tercero cubri cerca de 25 km2(Villafana, 1907; Flores, 1944;Trask, 1944; Krauskopf, 1948; Atl, 1950; Wilcox , 1954; Mooser, 1957; Zavala, 1982).

La prdida de construcciones pueden tambin ejemplificarse con la erupcin del Paricutn. Enlos primeros das de 1944, un flujo de lava que tard tres das en desplazarse desde el volcn,alcanz al pueblo de Paricutn, a una veloc idad de unos 30 m/hr, cubrindolo por completo. Enmayo de 1944, San J uan Parangaricutiro es tambin alcanzado por otro flujo similar,

movindose a 25 m/hr, destruyndolo casi en su totalidad.

El efecto destructivo proviene principalmente del peso de la lava que, con una densidad tpicaen el rango de 2.7 a 2.9 g/cm3, aplasta las edificaciones de menor altura. Sin embargo, unedificio de altura suficiente que exceda el espesor del flujo de lava, podra en principio resistir elavance de ste. Tal fue el caso de la iglesia de San J uan Parangaricutiro, cuyas partes ms altasestn relativamente poco daadas, aunque rodeadas por el flujo de lava.

La razn de esto es que la presin dinmica que puede ejercer lateralmente un flujo de lavasobre un edificio de est dada por dv 2 /2, donde d es la densidad de la lava del flujo y v suvelocidad. Se bien la densidad de la lava puede ser considerable como se indica arriba, lavelocidad de avance es por lo general tan baja, que la dependencia cuadrtica con ella

reduce grandemente el valor que pueda alcanzar esta presin.

As por ejemplo, la presin dinmica ejercida por el flujo de lava sobre las paredes de la iglesiade San J uan Parangaricutiro se estima que fue del orden de tan slo 0.07 Nw/m2 , muy pequeacomparada c on la presin ejercida por el peso .

Estas consideraciones pueden ser importantes en el diseo y construccin de edificaciones enzonas volcnicas de energa nuclear o de otro tipo , e incluso cualquier otra estructura cuyaresistencia sea crtica para la seguridad de la regin circundante

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

Los flujos de lavas ms viscosas, que generalmente se presentan como coladas de lava debloques, aunque tambin pueden llegar a desplazarse como flujos continuos y avanzar sobreterrenos con pendientes fuertes. Estos se detienen cuando la pendiente del terreno es menorque aproximadamente el 15%. Sin embargo, los flujos de lava de bloques pueden fragmentarsey generar derrumbes o avalanchas de rocas incandescentes que al deshacerse pueden liberarcantidades considerables de su polvo piroclstico , como fue el caso de la actividad delVolcn de Fuego de C olima en Abril 16 y 18 de 1991.


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B).- FLUJOS PIROCLASTICOS.

El trmino " flujo piroclstico" se refiere en formas genrica a todo tipo de flujos compuestos por

fragmentos incadescentes. Una mezcla de partculas slidas o fundidas y gases a altatemperatura que pueden comportarse como lquido de gran movilidad y poder destructivo. Acierto tipos de flujos piroclsticos se les denomina nuees ardentes (nubes ardientes ). Estos flujos,comnmente se clasifican por la naturaleza de su origen y las caractersticas de los depsitosque se forman cuando el material volcnico flotante en los gases calientes se precipita al suelo.El aspecto de los flujos piroclsticos activos (flujos activo es aqul que se produce durante unaerupcin, y flujo, sin calificativo, slo se refiere al depsito) es por dems impresionante.

Es particularmente vvida la descripcin que hace Plinio el J oven de la erupc in del Vesubio enel ao 79 D.C., mencionada anteriormente,

" Ominosa, detrs nuestro, nube de espeso humo se desparramaba sobre la tierra como una

avalancha".

El poder destructivo de los flujos piroc lsticos dependen fundamentalmente de sus volmenes yde sus alcances . El primer factor est controlado por el tipo de erupcin que los produce y elsegundo principalmente por la topografa del terreno. En trminos generales, se puedendistinguir tres tipos de flujos de acuerdo al tipo de erupcin que los produce (Wiirms y McBirney,1979): Flujos relacionados con domos o con desmoronamientos de los frentes de lava ; flujosproducidos directamente en crteres de cumbre y flujos descargados desde fisuras.

Entre los flujos piroclsticos relacionados con domos, se distinguen dos tipos que varangrandemente en su poder destructivo. Uno es el tipo Merapiano, en referencia al volcn Merapide J ava, que consiste en flujos o avalanchas de origen no explosivo, producidos por gravedad,

a partir de domos de c umbre en expansin, que los contiene y generan avalanchas de materialcaliente que se deslizan sobre los flancos del volcn hasta cerca de sus bases. Algunasavalanchas Merapianas se pueden producir tambin desde los frentes de flujos de lava debloques que descienden sobre los flancos del volcn. Estos flujos pueden ser disparados pormovimientos de los domos, por temblores que sacuden las estructuras o por algn otro factorexterno.

Un ejemplo de este tipo de flujos ha podido ser observado desde 1975 en el Volcn de Fuegode Colima, aunque no ha tenido grandes efectos destructivos, salvo algunos incendios enpequeas zonas boscosas en la base del volcn

En contraste, otro tipo de flujos piroclsticos sumamente destructivos relacionados con domosde cumbre, es el llamado tipo Peleano (Nube Ardiente), referidos a la devastadora erupcindel Monte Pele , en Martinica, pequea isla de posesin francesa en el Caribe, el 8 de mayode 1902, que asol la ciudad capital de St.Pierre causando cerca de 29,000 vctimas.

Generalmente, se producen durante las fases iniciales del crecimiento de domos, y susdepsitos estn formados por ceniza , lapilli y bombas; todo proveniente de magma juvenil, ricoen voltiles disueltos; aunque tambin pueden contener bloque lticos de material no juvenil delvolcn, dependiendo esto de qu parte del domo sea emitido el flujo.

En el caso de explosiones de ngulo bajo, en las que la presencia misma del domo dirige lafuerza de la explosin lateralmente, las componentes horizontales de la velocidad de losmateriales slidos del flujo pueden ser muy altas, estimndose hasta en 150 m/seg.


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Otra modalidad de flujos piroclsticos destructivos se da cuando stos se originan en crteresabiertos, que producen grandes columnas eruptivas que pueden penetrar la estratosfera, ysobre las cuales se discute en el captulo de productos de cada libre.

C).- LAHARES

Los lahares son flujos que generalmente acompaan a una erupcin volcnica; contienenfragmentos de roca volcnica, producto de la erosin de las pendientes de un volcn. Estos semueven pendiente abajo y pueden incorporar suficiente agua, de tal manera que forman unflujo de lodo. Estos , pueden llevar escombros volcnicos fros o calientes o ambos,dependiendo del origen del material fragmentario. Si en la mezcla agua-sedimento del laharhay un 40-80 % por peso de sedimento entonces el flujo es turbulento, y si contiene ms del 80 %por peso del sedimento, se comporta como un flujo de escombros. Cuando la proporcin de

fragmentos de roca se incrementa en un lahar (especialmente gravas y arcilla), entonces elflujo turbulento se convierte en laminar.

Un lahar puede generarse de varias maneras:

1. Por el busco drenaje de un lago cratrico, causado quizs por un erupc in explosiva, opor el colapso de una pared del crter.

1. Por la fusin de la nieve o hielo, causada por la cada de suficiente material volcnico aalta temperatura.

2. Por la entrada de un flujo piroclstico en un ro y mezcla inmediata de ste con el agua.3. Por movimiento de un flujo de lava sobre la cubierta de nieve o hielo en la parte cimera

y flancos de un volcn.4. Por avalanchas de escombros de roca saturada de agua originadas en el mismovolcn.

5. Por la cada torrencial de lluvias sobre los depsitos de material fragmentario noconsolidado.

Como ejemplo de este tipo de flujo tenemos el gran lahar formando durante la erupcin delMonte Santa Helena el 18 de mayo de 1980, con un deslizamiento masivo de escombros deroca, saturado de agua en un flanco de volcn. Este flujo lleg valle abajo hasta una distanciade 25 Km, aunque una removilizacin posterior hizo que ste se extendiera unos 70 Km ms allde su primera llegada. La distancia que puede alcanzar un lahar depende de su volumen,contenido de agua y la pendiente del volcn a partir de donde se genera.

Los lahares, tambin pueden ser causados por la brusca liberacin del agua almacenada enun glaciar sobre un volcn, y que puede deberse a una rpida fusin del hielo por condicionesmeteorolgicas o por una fuente de calor volcnico.

La forma y pendiente de los valles tambin afecta la longitud de estos. Un valle angosto conalguna pendiente permitir que un cierto volumen de lahar se pueda mover a gran distancia,mientras que un valle amplio y de poca pendiente dar lugar a que el mismo se disperselentamente y se detenga dentro de una distancia ms corta.

Las velocidades de estos flujos estn determinadas por las pendientes. Por la forma de loscauces. Por la relacin slidos-agua y de alguna manera por el volumen. Las velocidades ms


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altas reportadas son aquellas alcanzadas sobre las pendientes de los volcanes. En el MonteSanta Helena por ejemplo, el lahar causado por la erupcin del 18 de mayo de 1980 alcanz,en sus flancos, una velocidad de ms de 165 Km/hr; sin embargo, en las partes bajas del mismo,

la velocidad promedio sobre distancias de varias decenas de Km fue de menos de 25 Km/hr.

Los lahares pueden daar poblados, agricultura y todo tipo de estructura sobre los valles,sepultando carreteras, destruyendo puentes y casas e incluso bloqueando rutas deevacuacin. Tambin forman represas y lagos que al sobrecargarse, se rompen generando unpeligro adicional.

Es bien conocido el triste caso de la actividad del Nevado El Ruz, en Colombia, el 13 denoviembre de 1985 , en el que una serie de erupciones relativamente menores dieron origen ala peor catstrofe conocida en el territorio de Colombia. Las cenizas expulsadas cayerondurante varias horas sobre el glaciar y la nieve de la cumbre, fundindolos y formando un laharque, desplazndose a una velocidad media estimada en 12 m/s, arras la poblacin de

Armero, a 55 Km de distanc ia, causando cerca de 25 000 vctimas.

Una manera de limitar los efectos de estos lahares, es construir diques y otras estructuras paracontrolar los cursos de sus flujos, de tal manera que puedan encauzarse zonas planas sin causardao, o bien estructuras que disminuyan su energa "filtrando" las rocas ms grandes quearrastran los lahares (ingeniera "Sabo",muy desarrollada en J apn).

D.- CENIZA DE CADA LIBRE

La ceniza volcnica que se deposita, cayendo lentamente desde alturas considerables,consiste de fragmentos piroc lsticos muy pequeos de material juvenil; estos es, el producto dela fragmentac in extrema de lava fresca. Se denomina de cada libre y generalmente tiene un

dimetro entre 1/16 mm y 2 mm. La ceniza fina es aquella que tiene un dimetro menor d 1/16mm. En ocasiones, cuando el magma contiene numerosos cristales, los slidos se separan dellquido para formar ceniza cristalizada.

Estos depsitos, comnmente son conoc idos como capas de ceniza, cuando se c onsolidan sonllamadas tobas. Estas cenizas frescas, frecuentemente contienen fragmentos de tamaogrande, por lo que pueden llamarse ceniza-lapilli o toba-lapilli en caso de contener moderadoo abundante lapilli. Si contienen bloques de roca, entonces ser toba-brecha; y ser tobaaglomerado si contiene bombas volcnicas.

Durante una explosin, cerca de la boca del volcn se acumulan los fragmentos de cada libreen forma de capas y cada una de ellas indicar una explosin separada; sin embargo, slo laceniza ms fina es arrastrada por el viento a grandes distancias no pudiendo distinguirse, eneste ltimo caso , los depsitos de explosiones individuales. Aqu, las capas de ceniza tienden aformar un manto continuo sobre la topografa. Las capas de lapilli y ceniza generalmenteaparecen bien c lasificadas, lo que les permite mostrar una gradac in en tamao tanto verticalcomo lateralmente. Los fragmentos ms grandes ocupan la base de una capa ya que caenms rpido que los pequeos, y por la misma razn los ms grandes tambin caen ms cercade la boca. Los pequeos tienden a caer ms lejos, arrastrados por el viento.

Ocasionalmente, las capas de ceniza muestran un incremento en el tamao de grano haciaarriba, lo que se interpreta como un incremento persistente de la fuerza explosiva durante eldesarrollo de un erupc in .


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Una erupcin explosiva violenta puede inyectar ceniza fina en los niveles superiores de laatmsfera y en la estratosfera, con lo que sta viajar grandes distancias en el planeta, comoocurri con la erupcin del volcn Krakatoa en 1883; la del Chichonal en 1982 y la del monte

Pinatubo en 1991. Estos ltimos ejemplos han causado cambios atmosfricos y climticos, yaque las partculas de c eniza han dado lugar a la formac in de aerosoles por la precipitac in desulfatos sobre los ncleos de condensacin, adems de reducir la cantidad de rayos solaresque inciden sobre la superficie terrestre.

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

La capas de ceniza han sido tiles en la correlacin cronolgica de la actividad volcnica deun edificio en particular, dando informacin, tanto de su evolucin como de su grado deexplosividad y peligrosidad.

En muchas ocasiones las capas son muy semejantes, lo que hace difcil o imposiblediferenciarlas, aunque en estos casos la ceniza se reconoce primordialmente por sucomposicin e ndice refractivo de los fragmentos vidriados, por la naturaleza y abundancia decristales; adems de otras caractersticas , tales como espesor, color y posicin estratigrfica.

Otros aspectos interesantes de la ceniza de cada libre es el cambio de su composicin enrelacin con la distancia recorrida desde el punto de erupcin , ya que cuando es eyectada,sta consiste en una mezcla de cristales son ms densos que el vidrio, tienden a caer msrpido que aqul. Por tanto, los cristales son ms abundantes en los depsitos de cenizacercanos a la boca eruptiva y tienden a disminuir en cantidades en la medida en que seincrementa la distancia desde ella.

El dao principal que causa la ceniza ocurre cuando se acumula en los techos de lasconstrucciones, provocando su colapso, situacin que se puede evitar limpiando a intervalos laceniza acumulada sobre los mismos. La inhalacin de ceniza tambin es peligrosa, por lo que serecomienda usar mscara contra polvo o al menos un simple pedazo de tela para cubrir la narizy la boca. Donde haya equipos mecnicos trabajando, se recomienda usar filtros adecuadospara evitar para evitar que el polvo penetre y les cause corrosin y rpido desgaste.

De ser posible, tambin se deben trasladar los animales y ganado domstico a un lugar seguro,pues de lo contrario pueden morir debido al polvo y la ceniza o al agua y vegetalescontaminados. La ceniza tambin reduce la visibilidad, por lo que una evacuacin durante unalluvia de ella es difcil o hasta imposible y en estos casos se ha llegado a recomendar a la genteque no salga de sus casas hasta que restaure la visibilidad y que slo salga brevemente paralimpiar los techos de sus construcciones, siempre que la zona en cuestin no se encuentredentro del alcance de flujos piroclsticos o lahares.

En reas donde ha cado suficiente ceniza, acumulacin provoca la defoliacin y cada deramas de rboles, cada de techos, irritacin de las vas respiratorias en personas y animales,contaminacin de suministros de agua, taponamiento de drenajes y adicin de elementosqumicos menores al suelo, que pueden efectuarlo (segn su composicin , positiva onegativamente) y en secuencia a los alimentos que produzca.


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CONCLUSIONES

Con la terminologa de las corrientes de agua y los diferentes elementos que las integran,enfocndonos en la parte de las inundaciones, son causadas por inundaciones por lluviasintensas que a veces el factor humano puede empeorar dichos problemas.

Los principales factores que intervienen en una erupcin volcnica es la composicin delmagma, la temperatura a la que se encuentra el mismo y la cantidad de gases disueltos quecontienen.


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RECOMENDACIONES

En relacin con el tema de aguas superficiales llevar a cabo pruebas experimentales para teneruna mejor compresin de los enfoques que busca dicho tema.

Con el concepto de volcanes, nuestro medio posee un ambiente lleno de los mismos donde aspodemos tener un alcance de la magnitud de destrucc in que llegan alcanzar algunos y podereducar a las personas que se encuentran cerca del permetro de los mismos las consecuenciasque pueden llegar a ocurrir.


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trabajo final las corrientes y los volcanes

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