curso de vulcanología 17_240913_vs2

7/23/2019 Curso de Vulcanología 17_240913_vs2

http://slidepdf.com/reader/full/curso-de-vulcanologia-17240913vs2 1/110

III. Reología, Gases Magmáticos, Burbujas yDesencadenamiento Eruptivo.

EAPIG – UNC

2013

CURSO DEVULCANOLOGÍA* Billy Beas



INTRODUCCIÓN

2

• Las erupciones en progreso que pueden durar de pocas horas a variassemanas frecuentemente cambian su comportamiento drásticamente en elmodo de erupción e intensidad.

•

Las lavas pueden erupcionar calmadamente, y hacia los flancos del volcánpueden solidificarse a fragmentos vesiculares.

Schmincke, 2005.



INTRODUCCIÓN

3

• La lava puede elevarse tanto que formará fuentes a varios metros de altura, losfluidos calientes ya en la superficie formaran flujos de lava.

• Las lavas fluyen lentamente desde la ventana formando capas gruesas o

domos tipo cuerpos de lava, que colapsan episódicamente, generando flujospiroclásticos.

Schmincke, 2005.



INTRODUCCIÓN

4

• Las erupciones pueden ser una mezcla de partículas de magma y gases quepueden alcanzar velocidades supersónicas, las erupciones pueden alcanzaralturas hasta 40 km.



INTRODUCCIÓN

5

• Muchos de los tipos de erupción dependen de la composición, la temperatura,viscosidad y el contenido de gases en el magma; además de el ratio dealimentación o reposición de magma, la geometría del conducto, el tipo deestructura volcánicas y el ambiente eruptivo.

USGS



INTRODUCCIÓN

6

• Los magmas basálticos son calientes, fluidos, densos y pobres en gases.

• Los magmas riolíticos (y similares) tienen alto contenido de SiO2, son más fríos,viscosos, menos densos y ricos en gases.

• Los factores externos influyen significativamente en el comportamiento de unaerupción durante la interacción magma-agua. Estos pueden incluso manipulartanto el tipo de erupción que los factores internos no serán tan importantes.



REOLOGÍA

7

• Muchos de los procesos durante la evolución de un magmaestán dominados por su dinámica de fluidos o propiedadesreológicas y energías superficiales, como:

• Adición de magma por goteo durante su fusión parcial.

• Velocidad de ascenso.

• Velocidad de difusión de los elementos en el magma y su incorporacióndentro de la estructura de los cristales.

• Movimiento de los cristales y burbujas en el magma.• Procesos eruptivos y de flujo en la superficie dela Tierra.



REOLOGÍA

8

• Una de las propiedades reológicas mas importantes del magma es suviscosidad o fricción interna.

• La viscosidad depende de la presión, temperatura y especialmente de lacomposición del magma.

•

Las lavas de composición basálticas son muy fluidas y forman campos delavas extensas. En algunos casos estas lavas pueden cubrir decenas de milesde km2 durante semanas e incluso meses.

Schmincke, 2005.



REOLOGÍA

9

• Las riolitas, llamadas lavas ácidas, son altamente viscosos y generalmenteforman flujos pequeños de lava, cortos y de gran espesor, que tiene una texturafragmentaria a medida que se forma.



ESTRUCTURA DEL MAGMA

10

• Los magmas poseen estructuras en sus elementos.

• La estructura base de los silicatos son los tetraedros con átomos de oxigeno ensus cuatro vértices y un átomo de silíceo en el centro, a esto se denomina

coordinación tetraedral de silíceo.

Estructura básica de un magma y de los silicatos más comunes de la corteza y manto. Tetraedro deSiO 4 y el octaedro de SiO 6 Schmincke, 2005.




11

• El silíceo puede ser sustituido por Al y Fe3+ en el centro del tetraedro. Loselementos Si, Al y Fe3+ son llamados formadores de red (T) porque variostetraedros están conectados a lo largo de sus vértices por un oxigeno conenlaces covalentes para formar de 1 a 3 redes dimensionales de altas unidadespolarizadas.

Estructura básica de un magma y de los silicatos más comunes de la corteza y manto. Tetraedro deSiO 4 y el octaedro de SiO 6 Schmincke, 2005.




12

•

Mucha de la activación de esta energía tiene que ser empleada por elrompimiento de este enlace covalente.

• Otros cationes como el K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe3+, y en parte Al3+ y Fe3+ forman enlaces iónicos con el oxigeno.

• Los elementos mencionados forman enlaces mas débiles que los covalentesy están rodeados por mas átomos de oxigeno. Además son llamadosmodificadores de red (R), ya que los enlaces iónicos pueden ser destruidos

más fácilmente que los covalentes.

• Estos cationes esta rodeados de 6 átomos de oxigeno formando unoctaedro, es por eso que podemos decir que los cationes tiene coordinación

octaédrica.




13

• Cuando un tetraedro de elementos formadores de red (T) esta conectado en sus4 vértices, ningún puente de oxigeno esta libre (NBO).

• Cuando el ratio NBO / T = 0 nos evidencia una red tridimensional (3-D).

• Si el tetraedro esta conectado por 3 de sus vértices, (NBO / T = 1), se formaránunidades tipo láminas.

• Cuando estén conectados por 2 vértices tendremos NBO / T = 2.

• También tendremos los dímeros (NBO / T= 3) y los monómeros (NBO / T = 4).

Dímero de ácido carboxílico.




14

• Los complejos se forman cuando el Si4+ es sustituido por Al3+ es un tetraedro yla carga eléctrica es compensada por un (R) (Na+).

• Si no existiesen suficientes (T) en el magma, el Al3+ y Fe3+ actuarán como (T) y

formarán R + AlO2, R + FeO2, R2 + Al2O4 y una variedad de otros complejos.Solo cuando el ratio Na:Al es mayor que 1 el Al actuará como un (R).




15

• Los magmas basálticos tiene un NBO / T = 0.6 - 0.9 (en los más alcalinos elNBO / T > 1).

• Los magmas intermedios (andesitas) tienen valores NBO / T = 0.3 - 0.5.

• Los magmas félsicos (riolita) el NBO / T = 0.02 - 0.2.




16

• Los magmas riolíticos son más viscosos porque la mayoría de la energía deactivación será usada en destruir los enlaces covalentes de Si-O en una unidad3-D.

• Los magmas basálticos son más móviles, porque consisten de unidades maspequeñas, y porque el enlace R/O es mas débil que el enlace T/O y puedensepararse ante un débil esfuerzo. Es por esto que la viscosidad de un magmaesta controlado por su composición química.

La viscosidad de un magma esta determinada por el

contraste entre un enlace covalente fuerte de Si-O y unenlace iónico débil O-M. Schmincke, 2005.




17

• No se conocen magmas completamente secos, que no contengan trazas deH2O, CO3, H2S, F o Cl.

• El contenido de volátiles y la composición del magma son factores

importantes para determinar la viscosidad de este.

• Los magmas altamente evolucionados contienen sobre el 7 wt% de H2O.




18

• Para concentraciones menores a las normales en H2O, este compuesto sedisuelve en el magma como grupos OH, pero si el contenido de H2O esmayor, también estará presente como moléculas.

• Los grupos OH actuarán como (R) porque rompen enlaces de oxigeno. Unmagma se despolimerizará con el incremento de H2O, es decir se volverámas fluido.




19

• El CO2 puede formar complejos neutrales (eléctricamente) con varios (R).

• En magmas despolarizados, el descenso de contenido en modificadores de red(R) incrementará la despolimerización. Por lo tanto, un magma se volverá mas

viscoso.

• Si los complejos de aluminio como el NaAlSi3O8 (Albita) se forman en elmagma, los compuestos con CO2 causarán que el ratio Na:Al < 1, mientras seforman complejos de Na2CO3 (natrón) que generen el incremento de la

polimerización y de este modo incrementen la viscosidad.



VISCOSIDAD

20

• Debido a que la viscosidad se incrementa por el descenso de temperatura,un flujo de lava será mas viscoso durante su enfriamiento.

• También se conoce que la viscosidad del magma baja con el incremento de

la presión, pero esto solo por experimentos.

• La viscosidad de un magma (h) esta definido por el ratio entre un esfuerzo yla resistencia a fluir, como unidad tiene en pascal-segundo (Pa-s = 1 Kg/m-s)

o (1 Poise = 0.1 Pa-s).



VISCOSIDAD

21

• Cuando el esfuerzo es proporcional a la resistencia ocurre un fluidoNewtoniano.

• En los fluidos Newtonianos, como el agua, el mínimo esfuerzo es suficiente

para fluir.

• En muchos fluidos este ratio es no linear; un esfuerzo finito (límite elástico)debe ser aplicado antes que estos comiencen a fluir; en otras palabras antes

que se deformen permanentemente.



VISCOSIDAD

22

• Estos fluidos son llamados pseudo plásticos o fluidos Bingham, y poseen unaviscosidad plástica o viscosidad de Bingham.

• El limite elástico, la viscosidad de Bingham y Newtoniana se incrementan con el

aumento de la cristalinidad y polimerización de un magma.

Diagrama que muestra la viscosidad de un magma, esfuerzo de cizallamiento vs velocidad de deformación. Muchas de las

lavas comienzan a fluir cuando el esfuerzo es mayor que el límite elástico. Schmincke, 2005.



VISCOSIDAD

23

• Consideraciones que hay que tener cuando hablemos de la viscosidad delmagma o flujos lava o flujos de ceniza:

• Los sistemas naturales son dinámicos; constantemente están en cambio,

especialmente por enfriamiento, desgasificación y crecimiento de cristales.

• Solo los magmas de baja viscosidad sin burbujas y cristales pueden serconsiderados como fluidos Newtonianos.



VISCOSIDAD

24

• Si consideramos a las lavas como fluidos Newtonianos, podemos considerar lassiguientes viscosidades:

• Lavas basálticas toleíticas (Kilauea) = 101 – 102 Pa-s en su temperatura líquida.

•

Magmas riolíticos = 106

–

108

Pa-s.

• Estos parámetros dependerán del contenido de cristales, burbujas, gas ytemperatura de los magmas a bajas presiones.



VISCOSIDAD

25

• Los magmas basálticos alcalinos tienen baja concentración de SiO2 ycontienen mas H2O que los toleíticos, por eso tienen baja viscosidad.

• Además, los basálticos alcalinos son ricos en CO2, lo cual facilita la

polimerización a altas temperaturas.

• El CO2 escapa del magma en una fase inicial debido a su baja solubilidadcomparado con otros volátiles. Si esto afecta o no a la viscosidad de los

magmas aún esta en debate.

• La influencia de H2O (disuelta) en disminuir la viscosidad se presentasignificativamente en magmas graníticos.



VISCOSIDAD

26

• Para bajas velocidades de cizallamiento, las burbujas en un magmaincrementan la viscosidad efectiva, mientras que para altas velocidades ocurrelo inverso.

• La viscosidad del magma se incrementa cuando la cantidad de cristalesaumenta. Por ejemplo, en magmas basálticos toleíticos la viscosidad con unvolumen de 25% de cristales es diez veces mayor a la del magma libre encristales en su temperatura liquida.



VISCOSIDAD

27

• La convección no ocurre en altas viscosidades. Es por eso, que el magmadeja de erupción de forma efusiva, y se vuelve explosivo.

• Varios domos >25% de cristales y probablemente requieran reubicar los

esfuerzos en zonas ricas en burbujas para poder fluir.



VISCOSIDAD

28

• Los efectos de la viscosidad y el limité elástico de las lavas esta dado por: labaja concentración de SiO2 en las lavas (como medida de viscosidad), las altastemperaturas y el bajo limite elástico. En otras palabras, la superficie enenfriamiento de un flujo de lava se vuelve quebradiza y se rompe fácilmentedurante su flujo.

Lavas aa, Hawái. Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

29Lavas pahoehoe, Hawái. Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

30 Alternancia entre lavas pahoehoe y lavas aa, Kilauea. Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

31 Alternancia entre lavas pahoehoe y lavas aa, Kilauea. Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

32

• El límite elástico es un importante límite físico para interpretar los procesos deflujo. El flujo solo comenzará cuando la esfuerzo es mayor que el limite elástico.



VISCOSIDAD

33

• La formación inicial de barreras marginales de los canales de lava, es unacaracterística de muchos flujos de lavas, y pueden ser explicadas por el altoratio entre el límite elástico y el esfuerzo (fuerza de empuje) en losmárgenes de flujo, sin embargo varias barreras se forman en el frente deavance y este material es empujado a los lados.

Islas Canarias. Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

34

• Las lavas pahoehoe en Hawái, se forman a altas temperaturas, baja viscosidady algunas veces a bajos ratios de flujo, menores que las lavas aa. Laspahoehoe pueden variar a lavas aa durante el flujo pero no sucede en la formainversa.

• Cuando la temperatura desciende, las lavas pahoehoe son reemplazadas porlavas aa debido al incremento de la cristalinidad.



VISCOSIDAD

35

• Otro factor es la velocidad de deformación. En otras palabras, es cuando unfluido de lava se detiene antes de una viscosidad crítica o alcance un valorelástico. Esto hará que la lava pahoehoe conserve su estado fluidal.

• Si el valor crítico es alcanzado durante el flujo, debido a su viscosidad, lavelocidad de deformación será muy alta y la lava comenzará a formar grumos.

Schmincke, 2005



VISCOSIDAD

36

• Este proceso comenzará en sus márgenes hasta altas velocidades dedeformación (por ejemplo en pendientes pronunciadas), los grumos o costrasse separarán entre ellos.



VISCOSIDAD

37

• Esto conlleva a la formación de brechas de fragmentos de escoria que sedepositan en el frente de lava y su formación es continua a medida queavanza el flujo.

• Así es como en las zonas de lava aa se tiene: brechas en el tope y en labase, barreras marginales y un centro masivo (coherente).



GASES MAGMÁTICOS

38

• La importancia de los gasesmagmáticos va más allá de surol en las erupcionesvolcánicas, muchos de estosgases son explosivos por

naturaleza.

Schmincke, 2005



GASES MAGMÁTICOS

39

• La atmosfera, hidrosfera y biosfera se ha formado por desgasificación de laTierra durante los pasado 4.6 billones de años.

• Los gases mas importantes por su masa son: H2O (35-90 mol%), CO2 (5-50

mol%), SO2 (2-30 mol%), HCl y HF.

• Algunos gases como el azufre (S), puede ocurrir en diferentes estados deoxidación dependiendo de la temperatura.

Distribución de volátiles de magmas basálticos (izquierda) y riolíticos

(derecha). Schmincke, 2005



GASES MAGMÁTICOS

40

• La composición química de los magmas varia en un rango de:

• Basáltico = <ca. 50% SiO2 y 25-35% MgO + FeO + CaO

• Riolítico = 70-75% SiO2, 15-20% Al2O3 + K2O + Na2O y 5% MgO + CaO+ FeO.

• Los 3 gases magmáticos mas comunes ocurren en estos magmas (encantidad y concentración).



41

• Estas diferencias están basadas en la diferencia del tipo de roca fuente, elgrado de fusión parcial y los mecanismos de diferenciación.

• Estos mecanismos pueden ser: el incremento de concentración de gases

magmáticos durante la diferenciación de un magma máfico madre, y laliberación de los elementos volátiles durante la subducción de sedimentosoceánicos, corteza oceánica y manto hidratado (serpentinizado).

GASES MAGMÁTICOS



GASES MAGMÁTICOS

42

• La cantidad de gases que pueden estar disueltos en el magma dependeráde: la composición del mismo, de su estructura, viscosidad, temperatura ypresión.

• La solubilidad de los gases aumenta con el incremento de presión ydisminuye con el aumento de temperatura.

• Además, el contenido de volátiles de un magma se eleva con el incremento

de diferenciación, porque las fases minerales cristalinas iniciales (olivino,espinela-cromo, clinopiroxeno o plagioclasa) no contienen elementosvolátiles en su red cristalina.



GASES MAGMÁTICOS

43

• Sin embargo algunos volátiles (H2O,halógenos) pueden fraccionarse enfases minerales, como los anfíboles,biotita y apatito.

• El azufre también puede serfraccionado en sulfuros y cristales o,en magmas alcalinos por la hauynita,Na3Ca(Si3Al3)O12(SO4) (Cl, H2O)(Feldespatoide del grupo de la

sodalita).

• El contenido de volátiles en magmasse eleva con el incremento de SiO2.

Schmincke, 2005



GASES MAGMÁTICOS

44

• Sin embargo, los magmas basálticos alcalinos son mas ricos en volátiles quelos magmas basálticos toleíticos que son más ricos en SiO2.

• Una característica de los magmas basálticos en zonas de subducción es que

generalmente son mas ricos en H2O comparado con los magmas basálticossecos que emergen en las dorsales meso oceánicas.



GASES MAGMÁTICOS

45

• Cuando se exceda el punto de saturación de un volátil en un magma , seformará una fase de gas libre.

• Los gases volcánicos son liberados en la siguiente secuencia: CO2, S, Cl,

H2O y F.

• Algunos gases como el N2, CO2 y los gases nobles no son fácilmentesolubles en los magmas, por eso pueden escapar del magma a altas

presiones.



GASES MAGMÁTICOS

46

• La solubilidad del CO2 es similar en la mayoría de los magmas desde losbasálticos a riolíticos. Al contrario, el H2O se concentra en el residuo magmáticoasí como: S, Cl y F.

• La proporción de gases emitidos por un volcán es comúnmente constantes peromucho dependerá de su temperatura. Alguna desviación en esto puede generaruna nueva erupción.

•

La composición de los gases volcánicos depende de los procesos aprofundidad, como: la separación de gases durante la formación y ascenso delmagma, y procesos internos en un edificio volcánico.



GASES MAGMÁTICOS

47

• La proporción de gases en fumarolas volcánicas se relacionan con aquellasque en profundidad equilibran los gases que se separan del magma.

• En otras palabras lo gases no se fraccionan en condiciones estacionarias.



GASES MAGMÁTICOS

48

•

Las diferencias en la composición de los gases liberados por los volcanes estándeterminadas por los procesos que ocurren cerca a la superficie como: reequilibrio de gases durante el enfriamiento e interacción con agua meteórica,así como la interacción con los fluidos de los sistemas hidrotermales de unvolcán.

• Los magmas basálticos son tan fluidos que los gases pueden escaparrelativamente rápido. Es por ello que los volcanes basálticos puedendesgasificarse durante su fase no eruptiva.



GASES MAGMÁTICOS

49

• En magmas mas viscosos, como las riolitas, una buena porción de volátiles se

mantiene en el magma, incluso a presiones moderadas.

• Los magmas intermedios, andesitas, son ricos en volátiles que derivan desedimentos, cortezas oceánicas ricas en agua e incluso en parte del manto

peridotítico serpentinizado durante la subducción.

• Estos magmas descritos, tienen viscosidad intermedia y baja temperaturasólida, es por ello que las fumarolas son mas comunes en volcanesandesíticos.



GASES MAGMÁTICOS - H2O

50

• El vapor de agua condensado como gotas, en un cráter (volcán) es quizás lacaracterística visual más común para determinar si esta aún activo o esta aúncaliente.

• El vapor es una mezcla de cantidades pequeñas de gases magmáticos congrandes cantidades de agua (subterránea, superficial o atmosférica)condensadas en las partículas de cenizas.

Cráter Bocca Nova, Monte Etna. Schmincke, 2005




51

• El rol de H2O magmática es fundamental ya que controla la aceleración y la

velocidad de erupción.

• El agua en los magmas ocurre como moléculas (H2O), pero también comoiones hidroxilos (OH).

• El contenido de agua en el magma se refleja en la cristalización de mineralescon iones OH, como los anfíboles o micas, los cuales no se formarán enmagmas secos (pobres en H2O).




52

• El contenido de H2O en el magma varia ampliamente. El H2O es mas soluble enmagmas mas evolucionados que en los basálticos.

• Para estimar el contenido de H2O se usa la microsonda electrónica: la

diferencia entre la suma del wt% de óxidos y el 100% nos dará este contenido.

• Nuevas técnicas como la sonda iónica y el FTIR (espectro infrarrojo o sonda deRaman) nos dan resultados mas cuantitativos.




53

• En vidrios basálticos inalterados en las dorsales meso oceánicas lasumatoria llega a 99% y en magmas riolíticos a 95%.

• Con la sonda iónica el contenido de H2O (medido en fenocristales decuarzo) en magmas riolíticos arroja valores de 5-7 wt%.

• Los magmas que ocurren en las zonas de subducción son muy ricos en H 2Oy pobres en CO2, resultados medidos en cristales del magma.

• Inclusive las concentraciones de H2O en magmas basálticos puede llegar a6 wt% en zonas de subducción.




54

• El H2O probablemente deriva de los sedimentos marinos y los basaltosalterados o serpentinizados, los cuales se deshidratan durante la subducción.

• El agua se eleva a través del manto y probablemente genere fusión parcial

debido a un descenso en el punto de fusión parcial de la peridotita.

• El agua y otros elementos solubles en agua, como K y B, formaran parte delnuevo magma.




55

• Cuanto del H2O magmática es generada durante la fusión parcial de la roca

fuente y cuanto es adicionado en la cámara magmática, ya sea por difusión opor ingreso de agua en una cámara parcialmente vacía o casi llena, variará encada caso.

•

En magmas basálticos como en magmas bien evolucionados, gran parte delH2O es adicionada en una cámara magmática cortical.

• Es difícil cuantificar la cantidad de H2O en los magmas, pero se pueden estimaranalizando vidrios e inclusiones en minerales.

Schmincke, 2005



GASES MAGMÁTICOS – CO2

56

• Es el componente volátil mas importante en masa en los magmas de laTierra y sus vecinos.

• Ocurre en forma molecular a altas presiones (>10 kb, en la parte mas

superior del manto donde ocurren las fuentes de magmas basálticos).

• A bajas presiones, el CO2 forma aniones de CO2- o complejos metálicos

carbonatados.

• En magmas ricos en SIO2, altamente polimerizados y muy viscosos, el CO2 no puede disolverse tan fácilmente como en magmas pobrementepolimerizados.




57

•

Debido a su alto punto de presión parcial, el CO2 puede formar fases de gaslibre incluso a presiones altas.

• El CO2 es el elemento mas común en las inclusiones fluidas de cristales quese forman a altas presiones, por ejemplo en el limite manto-corteza.

• Un magma con 1 wt% CO2, se saturará en CO2- a 2 kb, a una profundidad

de 8 km, donde el CO2 pueda formar una fase distinta de gas.




58

• MORB magmas están saturados en CO2, cuando erupcionan a lo largo delas dorsales a una profundidad de 2,500 m, se encuentran relativamentepobres en CO2 y H2O.

• Una evidencia de esto son las burbujas encontradas en los anillos decristales en las lavas submarinas que contienen CO2, pero no H2O ya quesolo forma burbujas a presiones mas bajas.

•

El CO2 liberado en erupciones submarinas se disuelve en el mar.

• En los magmas toleíticos secos, el SO2 forma una fase de gas libre aprofundidades <150 m y H2O en zonas muy someras, menor a 50 m.




59

•

Las concentraciones de CO2 liberadas en las dorsales meso oceánicas y enlas zonas de subducción son similares, pero la fuente por al menos 80% delCO2 puede ser exógena, principalmente de sedimentos subducidos.

• Los volcanes de intraplacas pueden también liberar grandes cantidades de

CO2: las emisiones CO2 del Kilauea y Etna corresponden el 50% de lasemisiones de CO2 de los sistemas MORB.




60

• Las emisiones de CO2 de un volcán dependen de su actividad.

El cuadro muestra la desgasificación del CO 2 y SO 2 en el Etna. La degasificación de SO2 esta confinada al actual edificio volcánico, mientras que el CO 2 es liberado en una extensión

mayor, incluyendo los taludes y frente. Schmincke, 2005.

Las emisiones de CO 2 en el Etna fueron de 35x10 6

kg/d y varia entre 29 –

120 x 10 6

kg/d. En comparasión el Kilauea emite 8.5x10 6

kg/d



GASES MAGMÁTICOS – SO2, H2S

61

• El componente volátil que es mas notorio en los volcanes activos es el azufre,reconocido por su olor (a huevos podridos) y su color característico (amarillo ogris).




62

• El contenido total de S disuelto en un magma depende de su contenido deFe.

• MORB contienen 1,000 ppm S (0.1 wt%), y los basaltos alcalinos hasta mas

de 5,000 ppm.

• Los magmas más evolucionados contienen menor cantidad de S.

• La solubilidad de S y HCl en magmas es complicada debido a que formancompuestos no volátiles: sulfuros, sulfatos o cloruros metálicos.




63

• El S esta presente en los magmas en una forma reductora como S2-, comoinclusiones de sulfuros en cristales.

• La solubilidad del SO2 y H2S depende de la composición y el grado deoxidación de un magma.

• A concentraciones homogéneas de O2, el S ocurrirá como SO2 en altastemperaturas y en H2S a bajas temperaturas.

• En ambientes de temperatura homogénea, cuando decrece el O2 el SO2 esreducido a H2S.




64

• Cuando incrementa la diferenciación y por lo tanto la oxidación del magma,se incrementa el ratio de sulfato (S6

+) a sulfuro (S2-), eventualmente en la

cristalización de minerales como hauynita o anhidrita.

•

En las fumarolas el S2 y el H2S son los componentes mas importantesdespués del SO2. Incluso COS y CS2, gases trazas, ocurren en fumarolas enequilibrio con CO2, H2, CH4 y CO.

• En una columna magmática, las especies moleculares de S varíandrásticamente desde S2

+ (reducidos) a SO4= (oxidados) en la cúpula donde

se hace mas rica en gases.




65

• La emisión de SO2 durante meses o años, antes de una fase eruptiva, es unaevidencia del ascenso del magma desde profundidades a un reservoriomagmático.

•

Las emisiones de SO2 después de una erupción nos indican la continuidad degeneración de magma rico en gases.

• Un claro ejemplo de esto se ve en la formación de calderas.

Emisiones de SO2 del volcán Miyakejima desde

Agosto del 200 (colapso de caldera) a Diciembre

del 2002. Schmincke, 2005.




66

Sección esquemática Volcán Miyakejima. Modelo convectivo de un magma rico en gas que ingresa a un

reservorio parcialmente vacío por fracturamiento lateral, desgasificación y movimiento de flujos durante

el colapso de la caldera. Schmincke, 2005.



GASES MAGMÁTICOS – HALÓGENOS

67

• F, Cl, Br, Y, At.

• Los compuestos que se forman son HCl, HF y HBr.

• Los magmas basálticos alcalinos contienen más halógenos que los subalcalinos (toleíticos)

•

Los magmas alcalinos muy evolucionados muestran el mayor contenido dehalógenos.

• Las principales especies Cl en el magma son los cloruros alcalinos y no elHCl.




68

• Las emisiones de HCl están dadas de la siguiente manera:• MORB, basaltos alcalinos = 1x106 kg y 1x109 kg.

• Andesitas-riolitas = 1x109 – 1x1011 kg.

• Debido a que tienen mayor solubilidad en los magmas, solo entre 20-50 %de los halógenos son liberados como gas durante la erupción, cuando el Clsea menos soluble que el F.

• Por ejemplo, en erupciones Plinianas, 5x109 kg HCl pueden ser liberados,

pero gran parte es absorbido en los piroclastos o en el hielo o aguaatmosférica.




69

• El F debido a su alta solubilidad en el magma, no forma inmediatamente unafase gaseosa durante la erupción, sino queda en el magma liquido.

• El F es absorbido rápidamente por solidos, como cenizas o vegetación, y

puede concentrarse en la columna eruptiva como HF (tóxico).



ESTIMACIÓN DE VOLÁTILES

70

• Volátiles primarios en un magma toleítico: Se analiza la composición de lasinclusiones fluidas en los cristales (olivino) y de la desgasificación del magma.

• Dependiendo que tan altos sean los valores de CO2, podemos asumir

profundidades de liberación de 40 km.

Schmincke, 2005.



71




72

• Cuando un magma degasificado asciende y se ubica en un nuevo reservorio, lacomposición total de gas (Tipo I) se ajustará a la nueva presión (menor). Eneste punto la concentración de CO2 decaerá en 5% y la de S en 50%, de lacomposición original.

• No habrá gran variación de los elementos como: H2O, Cl y F, ya que sedisuelven fácilmente en el magma.

Schmincke, 2005.




73

• La desgasificación de CO2- puede darse como resultado de la desgasificaciónde magmas acumulados en profundidad, en la base o cerca de la base de lacorteza.

•

Puede existir una migración del magma a lo largo de estructuras, por ejemploun rift. A medida que migra el magma hacia estas zonas de debilidad estetendrá que equilibrar su composición a las nuevas condiciones de baja presión,generando un tipo de gas distinto (Tipo II).

Schmincke, 2005.




74

• La composición de los gases en zonas de debilidad (Rift) corresponde a ladiferencia entre la concentración de gases en el magma y en la superficie.

• Por ejemplo, en zonas de Rift, solo el 30% de H2O es de la fuente origen, así

como 2% de CO2, 12% de S, mientras la concentración de halógenos Cl y Fvaria de forma muy leve.

• Los gases remanentes son conocidos como volátiles residuales porqueestán disueltos en el magma.

• Los flujos de lava continuarán degasificandose incluso como burbujascongeladas o preservadas durante el enfriamiento.




75

Volcán Miyakejima (Japon), concentraciones de H2O, CO2, SO2. Schmincke 2005. Se observa como el CO2, varia de 0.1 wt% - 10 km (250 Mpa) a 0 wt% - 0.5 km (20

Mpa), mientras que H2O (1.9 wt%) y SO2 (0.12 wt%) se mantienen constante durante el ascenso del magma de 10 a 2 km (60 Mpa), luego decrecen precipitosamente a 1 wt% (H2O) y 0.05 wt% (SO2) a 20 Mpa. – 0.5 km. Schmincke 2005.



FORMACIÓN DE BURBUJAS

76

• Los volátiles en una masa líquida no son visibles cuando el sistema estacerrado.

• Durante la descompresión (o sistema abierto) las moléculas de gas forman

una fase gaseosa, es decir se separan del magma liquido y forman lasburbujas.

• La cantidad de gases erupcionados, dependerá del grado de explosividad yel contenido de gases de un magma.




77

• La desgasificación de un magma es controlada principalmente por la solubilidadde los volátiles bajo presión, temperatura y la composición del magma, tambiénla nucleación de las burbujas y su expansión o crecimiento.

•

Los magmas en la corteza están sub saturados de volátiles. Esto quiere decir,que los volátiles están disueltos en el magma como moléculas o entremoléculas.

• A mayor presión lito estática mayor será la sub saturación de volátiles.

• Con el descenso de la presión, cuando asciende el magma, la presión parcialde los volátiles se incrementa hasta que el magma se sobresature de gases.




78

• Las burbujas comienzan a crecer en el magma, es decir se genera una faselibre de gas a bajos grados de sobresaturación (<10 bar).

• Otro proceso para bajar la solubilidad y generar burbujas es la cristalización

de un magma, ya que forma cristales libres en volátiles como el feldespato opiroxeno, debido a eso los volátiles se concentrarán en el residuomagmático.

• Otro proceso de formación de burbujas es la nucleación de cristalesheterogéneos, ya que se asume que la nucleación de los gases se da en lasuperficie de compuestos heterogéneos, como los óxidos (en el magma); asícomo se asume que los cristales comienzan a generarse de algunasimpurezas en los compuestos.




79

• Por ejemplo; a 50-400 dyn cm-1 de tensión superficial (valores para unmagma natural), se formarán burbujas entre 1-10 um a este grado desobresaturación.

•

Las burbujas crecen por 2 procesos:• Difusión de volátiles dentro de las burbujas

• Expansión de una burbuja por disminución de presión.

• La dominancia entre la difusión y descompresión para formar burbujasdependerá de la composición del magma y la dinámica del sistema,especialmente la velocidad de descompresión del magma o la velocidad deascenso de las burbujas.





80

• Cuando un magma asciende a la superficie rápidamente, probablementeformará burbujas por descompresión.

• Por otro lado, la difusión es un proceso lento y generará burbujas en ascensoslentos.

• En magmas basálticos (baja viscosidad) probablemente las burbujas songeneradas por difusión.

Schmincke 2005.




81

• La velocidad de ascenso de un magma (descompresión) es un factorimportante que controla la eficiencia de la desgasificación. La presencia deburbujas reducirá la densidad del magma.

•

La principal razón de la flotabilidad de un magma esta dado por la diferenciaentre las densidades del magma y la roca caja, además del volumen deexpansión. Por esto, la velocidad de ascenso del magma se incrementarácuando se formen las burbujas.




82

• Sin embargo el incremento en la velocidad de ascenso del magma se vecontrarrestado por la viscosidad, ya que esta se incrementa debido a lapérdida de volátiles en el magma así como por la formación de burbujas.

•

El enfriamiento del magma y el incremento de su viscosidad estándominadas por la expansión de las burbujas y el ascenso del magma.



ERUPCIONES EXPLOSIVAS

83

• Más del 90 vol% del material eruptado por los volcanes consiste dedepósitos piroclásticos.

• Algunas erupciones explosivas ocurren después de un gran periodo de

latencia (volcanes dormidos).




84

• El comportamiento eruptivo de los volcanes se ve reflejado en susproductos.

• Las erupciones explosivas a lo largo del tiempo se han visto disminuidas en

energía. Si uno estudia los depósitos antiguos, se puede observan que laserupciones antiguas tenían un gran mucho mayor de explosividad que lasactuales.




85

Schmincke 2005.



MECANISMOS DE ERUPCIÓN

86

• Muchos de los magmas se generan por fusión parcial en el manto y asciendendebido a su baja densidad.

• Los magmas que ascienden más, pueden ubicarse temporalmente o porperiodos largos en uno o más reservorios magmáticos en la corteza.

• Durante la permanencia de los magmas en reservorios corticales, el magma seenfría, se diferencia (fracciona), se mezcla con magmas antiguos o con nuevasinyecciones de este, se contamina con las paredes de la cámara o al menoscalienta el agua subterránea .



MECANISMOS DE ERUPCIÓN

87

• Solo una fracción del magma generado en profundidad nunca alcanzará lasuperficie.

• Muchos de los procesos interactúan entre si para producir el

desencadenamiento de las erupciones.



MECANISMOS INTERNOS - FLOTABILIDAD

88

• Las lavas basálticas pueden fluir por horas desde un conducto, días, semanaso años.



MECANISMOS INTERNOS - FLOTABILIDAD

89

• La principal razón porque un magma asciende a la superficie puede ser elingreso de un nuevo magma al reservorio.

• Esto puede causar que la presión magmática se incremente y abra un puntodébil en la cámara (fractura).

• La erupción generada continuará hasta que la nueva presión se disipe.

Schmincke 2005.

MECANISMOS INTERNOS – DIFERENCIACIÓN Y



MECANISMOS INTERNOS DIFERENCIACIÓN YVESICULACIÓN

90

• La fase gaseosa juega un rol esencial durante la erupción de un volcán.

• H2O, SO2 y halógenos se acumulan en la zona superior de la cúpula de unreservorio magmático en un magma de baja densidad muy evolucionado.

• Las concentraciones de volátiles se incrementan durante la diferenciación ypueden entramparse por la cristalización de los minerales que contienenOH-.

• Las sobrepresiones pueden generar burbujas que aceleren la expansión delmagma y así exceder el esfuerzo tensional de la zona superior de la cámarao reservorio y desencadenar las erupciones explosivas.

MECANISMOS INTERNOS – DIFERENCIACIÓN Y



MECANISMOS INTERNOS DIFERENCIACIÓN YVESICULACIÓN

91

• El modelo se puede aplicar a erupciones explosivas enormes que contienenmagmas muy evolucionados, muchos de los cuales se caracteriza por sucambio sistemático de composición y zoneamiento mineralógico.

•

El principal proceso de este mecanismo puede estar dado por la acumulación(ingreso) de magmas mas evolucionados ricos en volátiles.

Schmincke 2005.

MECANISMOS INTERNOS – SEGUNDA



MECANISMOS INTERNOS SEGUNDAEBULLICIÓN

92

• Ocurre cuando se generan cristales libres de OH- (especialmentefeldespatos) durante el enfriamiento del magma, produciendo la acumulaciónde volátiles en el magma remanente que se encuentra más diferenciado.

•

La saturación de volátiles de este magma más frio se excederá por elincremento de fracciones del magma con burbujas en su interior, quegenerará un aumento de presión, a este proceso se llama segundaebullición o ebullición retrograda. Esto producirá una erupción explosiva quepuede ser más violenta que la inicial.

• Este mecanismo puede ser responsable de la fragmentación parcial de lasrocas sobre intrusiones evolucionadas como andesitas-dacitas (depósitostipo pórfido).

MECANISMOS INTERNOS – SEGUNDA



MECANISMOS INTERNOS SEGUNDAEBULLICIÓN

93

• Cabe señalar que los magmas evolucionados tienen una fase inicial que espobre en cristales hasta llegar a una fase libre en cristales.

• Hay que considerar que los magmas cristalizan cuando comienzan a enfriarse,es por ello que los bordes del reservorio cristalizarán primero y el interior

permanecerá aún liquido. Es decir la energía explosiva se desarrolla en la aún,fase liquida del magma.

Schmincke 2005.

MECANISMOS INTERNOS – INYECCIÓN DE



MECANISMOS INTERNOS INYECCIÓN DEMAGMA MÁFICO

94

• Se evidencia en cristales que no guardan equilibrio químico con la masahospedante.

• Un ejemplo notorio es el olivino magnésico (silicato sub saturado) estable en

un magma basáltico rodeado de una capa riolítica (materia rica en silíceo).

• Esto solo puede ser explicado por la mezcla de uno o mas magmas decomposiciones diferentes, la combinación o mezcla ocurre antes de laerupción para prevenir el calcinamiento del magma basáltico (capa de vidrioexterna).

MECANISMOS INTERNOS – INYECCIÓN DE



MECANISMOS INTERNOS INYECCIÓN DEMAGMA MÁFICO

95

• Este mecanismo puede involucrar procesos que incluyan el calentamiento deun magma pre existente más frio; que generará convección y vesiculación, loque llevará a un aumento en la flotabilidad del magma.

Schmincke 2005.

INTERACCIÓN DE MECANISMOS INTERNOS Y



INTERACCIÓN DE MECANISMOS INTERNOS YEXTERNOS – CONTACTO MAGMA + AGUA

96

•

Las erupciones volcánicas se ven influenciadas por la interacción entre magmay agua.

• La fuente de agua puede ser: subterránea, lagos, mar y lluvia (hielo).

INTERACCIÓN DE MECANISMOS INTERNOS Y



INTERACCIÓN DE MECANISMOS INTERNOS YEXTERNOS – CONTACTO MAGMA + AGUA

97

• El dilema esta en, si la energía explosiva causada por la expansión de vaporescoincide con una fase eruptiva o es producida por otro mecanismo. O si estaexpansión produce la suficiente presión para abrir fracturas o zonas dedebilidad para el ascenso final del magma.

• ¿Porque un magma de la misma composición es explosivo y efusivo durante suerupción? Existe la evidencia que el contenido de agua externa controlará elascenso del magma hacia la superficie o suprimirá el ascenso convirtiéndoseen una intrusión subvolcánica.

Schmincke 2005.

INTERACCIÓN DE MECANISMOS INTERNOS YEXTERNOS – DESCOMPRESIÓN POR FLANCOS



EXTERNOS DESCOMPRESIÓN POR FLANCOSCOLAPSADOS

98

• El colapso de algún flanco del volcán generará descompresión del sistemamagmático, y hará que se produzcan diferentes estilos de erupción.

• Incluso este colapso de flancos puede generar: cambios en la velocidad de

erupción e inclusive en la composición del magma.

Schmincke 2005.

CAMPOS EXTRÍNSECOS DE LITOSFERA -



MAREAS

99

• Los cambios pueden ejercer esfuerzos en los reservorios magmáticos, pero laevidencia aún esta en evaluación.

Schmincke 2005.

CAMPOS EXTRÍNSECOS DE LITOSFERA –



SISMOS (TERREMOTOS)

100

• Sabemos que la mayoría (>90%) de los sismos ocurren en el cinturón de fuegodel pacifico (placas convergentes).

• Puede existir una relación entre los terremotos previos a una erupción

volcánica, en especial los de mayor magnitud.

• Se tendrá que tomar en cuenta: el número de terremotos, la frecuencia, en queestado se encuentra el volcán (fumarola, durmiendo, inactivo).




SISMOS (TERREMOTOS)

101

• Algunos argumentos dan a cuenta que, en las zonas de subducción losterremotos producen liberación de energía o esfuerzo alrededor de unreservorio magmático y puede desencadenar al ascenso del magma.

•

En un probable escenario, las burbujas en una cámara basáltica pueden serdesplazadas de la superficie de los cristales o de las paredes de losreservorios por las ondas sísmicas, y acumularlas en la cúpula eincrementar la presión del reservorio.




SISMOS (TERREMOTOS)

102

• En otro modelo, las oscilaciones de las ondas sísmicas, pueden generarexpansión y compresión de burbujas que producirá el incremento de lapresión y el ascenso del magma.




SISMOS (TERREMOTOS)

103

• También puede existir la relación entre: el ascenso del magma a través de unafractura o la expansión de un reservorio magmático y la generación de unterremoto. Esto puede impactar a volcanes vecinos a la fuente de origen.



ATMÓSFERA Y CLIMA

104

•

Las variaciones en el nivel del mar sería un factor significativo en la estabilidadde los flancos de los volcanes, pudiendo desencadenar erupciones de losvolcanes expuestos.

• Los procesos de erosión como: viento, lluvia y nieve puede generar una

inestabilidad en los taludes de los volcanes, produciendo una variación en elsistema de la cámara magmática.

Schmincke 2005.



ATMÓSFERA Y CLIMA

105

Schmincke 2005.

CLASIFICACIÓN DE LAS ERUPCIONES



PIROCLÁSTICAS

106

• Fueron denominadas de acuerdo al lugar donde fueron observadas porprimera vez o donde ocurren mayormente.

• Estromboliana, Vulcaniana, Vesubiana, Katmaiana, Peleana, Merapiana,

Surtseyana, etc.

Schmincke 2005.




PIROCLÁSTICAS

107

• La complejidad de denominar a estos estilos eruptivos se da porque unvolcán puede variar en estilo de erupción.

• Walker, propuso clasificar estas erupciones de acuerdo a 2 propiedades de

sus depósitos:• El área (D), donde ocurren los depósitos piroclásticos a un espesor uniforme.

• El grado de fragmentación de los piroclastos (F), definido como el índice defragmentación.




PIROCLÁSTICAS

108

• Por ejemplo, en las erupciones Plinianas lospiroclastos comúnmente se depositan desdecientos a miles de km2 y son de grano grueso.

•

En erupciones Estrombolianas, el área decobertura es <5km2 y son mas gruesos.

• Los depósitos de erupcionesFreatomagmáticas son menos extensas y de

grano más fino.



FIN



MINERALES• Plagioclasa: NaAlSi3O8 – CaAl2Si2O8

• Na, Ca = Ba, K, NH4, Sr

•

Clinopiroxeno: (Na,Ca)(Mg,Fe)Si2O6

• Ca, Na, Mg, Fe = Ti, Mn, Sc, Cr, V, Zn, Li, Al.

• Ortopiroxeno = (Mg, Fe)SiO3

curso de vulcanología 17_240913_vs2

Documents