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4.3. VulcanismoEl vulcanismo se refiere al conjunto de fenómenos relacionados con la emisión de magma
hacia la superficie de la tierra, se produce cuando el material fundido del interior de la
Tierra sale a la superficie a través de grietas, fisuras y orificios. A este material que sale
se lo denomina lava, se caracteriza porque se enfría rápidamente y libera sus gases
disueltos. Por otra parte, algunos de los minerales de alta temperatura de consolidación
se forman y se separan del magma. De acuerdo a la viscosidad del material, varían las
características de la erupción volcánica. Comprende principalmente volcanes, fumarolas,
géisers y aguas termales.
4.3.1. Vulcanismo efusivoEn este tipo de vulcanismo el magma es fluido y debido a la poca presencia de gases
discurre rápidamente en forma de coladas de lava. La velocidad de la lava suele ser muy
baja. Los daños materiales y personales que podrían ocasionar este tipo de erupción,
dependen básicamente de la distancia a la que está ubicada una determinada ciudad con
respecto al volcán y a la topografía de la misma.
En un volcán efusivo el magma es muy líquido, lo cual permite que los gases escapen con
facilidad. La lava se expande y se escurre a lo largo del volcán. Cabe decir que la lava
antes de endurecerse puede recorrer centenas de metros.
Hawaiana (lávicas básicas, bajo nivel de explosividad)
Tipo islándico. Erupciones efusivas de lava muy poco viscosa. Característica de
regiones sujetas a tensiones corticales que originan fisuras muy profundas a
través de las cuales la lava fluye libremente para formar extensos casquetes de
lava.
Ilustración 1: Clasificación del vulcanismo: efusivas
4.3.2. Volcanismo explosivo
Este tipo de vulcanismo se caracteriza por presentar un magma viscoso y rico en
sustancias volátiles. Cuando ascienden a la superficie los gases que estaban disueltos a
mayores profundidades forman burbujas dentro de la masa del magma y en un
determinado momento explotan expulsando a la atmósfera masas de lava incandescente
y fragmentos de roca del cráter del volcán. La fuerza explosiva de un volcán aumenta
cuando el magma se pone en contacto con las masas de agua (lagos, acuíferos, etc.) a
las que vaporiza violentamente.
En un volcán explosivo, el magma es espeso y viscoso. Forma un tapón que retiene los
gases en la chimenea que es un poco más arriba de la mitad del volcán, estos gases
atrapados se acumulan, la presión aumenta y el tapón termina por saltar violentamente,
arrojando rocas, lava, cenizas y gases. Estas son las erupciones devastadoras.
Stromboliana (lavas escasas, explosividad intermedia)
Vulcaniana (volcanes mixtos se caracterizan por la formación de grandes s mixtos,
se caracterizan por la formación de grandes aparatos volcánicos en los que
alternan mantos lávicos y diversos depósitos piroclásticos)
Pliniana Estas erupciones dan lugar a las expulsiones de gas más violentas. La
pluma volcánica se puede extender en la atmósfera hasta varios kilómetros de
altura.
Ilustración 2: Clasificación del vulcanismo: explosivas.
4.3.3. Dinámica de columnas eruptivas
Uno de los aspectos más característicos de la mayoría de las erupciones explosivas
es la formación de una columna eruptiva vertical formada por una mezcla de gases y
piroclastos. El conocimiento de la dinámica de las columnas eruptivas es fundamental
para entender la mayoría de los mecanismos de origen y transporte de los depósitos
piroclásticos. El mecanismo que controla la formación de la columna eruptiva es la
expansión del vapor de agua, inicialmente sometido a altas presiones y temperaturas,
hasta condiciones atmosféricas.
Ilustración 3: esquema de una columna eruptiva.
Dentro de la columna eruptiva se pueden diferenciar tres fases:
Zona de chorro
Zona convectiva
Zona de difusión horizontal
La zona de chorro corresponde a la parte basal de la columna; está dominada por la
energía cinética y se rige por las leyes de la balística, a la vez que se caracteriza por
grandes velocidades (incluso supersónicas) y desaceleraciones. Dentro del conducto
y en la boca de salida la expansión de los gases acelera la mezcla de gases y
piroclastos a grandes velocidades, hasta alcanzar un máximo (velocidad de salida)
que puede ser considerado como la condición de velocidad en la base de la columna.
La velocidad de salida depende de la presión de la explosión en el nivel de
fragmentación del magma, la cual depende, a su vez, del contenido en gases del
magma (Wilson et al., 1980).
La zona de chorro ocupa tan sólo una pequeña fracción de la altura total de la
columna, desde pocos centenares de metros hasta algunos kilómetros en las
erupciones más importantes. El flujo se caracteriza por una rápida desaceleración y
por una reducción de la densidad global de la columna. La zona de chorro pasa hacia
una zona mucho más convectiva, caracterizada por la disipación de la energía
térmica, siendo su desarrollo mejor cuanto mayor sea la eficacia en la transferencia
de calor; el movimiento corresponde al ascenso convectivo de una masa de gas
(Araña y Ortiz, 1984). El techo de la zona convectiva se define por un nivel de
densidad neutra donde la columna eruptiva tiene la misma densidad y temperatura
que la atmósfera que la envuelve (Sparks, 1986).
Por encima de este nivel la columna sigue ascendiendo debido a su impulso, hasta
que alcanza una altura determinada en la que se expande horizontalmente formando
la zona de difusión horizontal, la cual queda sometida a la interacción con los vientos
dominantes de la alta atmósfera.
De esta forma, el ascenso de una columna eruptiva de gases y piroclastos está
controlado por su interacción con las masas de aire que la envuelven. Inicialmente, la
temperatura de la columna es muy superior a la ambiental, lo que hace que ascienda
con una velocidad determinada y de forma estable mientras incorpora aire exterior.
Durante el ascenso la temperatura de la columna va disminuyendo debido al
enfriamiento producido por la expansión adiabática y la mezcla con aire atmosférico,
lo que se traduce en una pérdida de la capacidad ascensional que inmediatamente
ocasiona una expansión radial de la columna. La mayor interacción de la atmósfera
con el techo de la columna provoca una reducción de la velocidad frontal, lo que
origina el ensanchamiento típico en forma de champiñón.
4.3.4. Productos piroclásticos: Mecanismos de erupción, transporte, y deposición
de piroclásticos de caída y de flujo (PDCs)
Depósitos Piroclásticos
Los depósitos piroclásticos son producidos por la fragmentación del magma y de la
roca encajante durante las erupciones explosivas.
Dentro de estos depósitos podemos encontrar tres tipos de componentes:
Fragmentos de magma y de cristales (fragmentos esenciales o juveniles)
Fragmentos líticos derivados de las paredes del conducto (fragmentos
accidentales)
Fragmentos de partes solidificadas del magma (fragmentos accesorios).
Los piroclastos pueden formar acumulaciones muy diversas según sean los
mecanismos de transporte y deposición.
En la actualidad se aceptan tres tipos principales de mecanismos genéticos y de
transporte, denominados:
o Caída de piroclastos («pyroclastic fall»), los piroclastos caen directamente
al suelo describiendo una trayectoria balística o después de que la columna
eruptiva se haya expandido formando una nube de cenizas que se desplaza
lateralmente controlada por los vientos.
o Coladas piroclásticas («pyroclastic flow») En las coladas piroclásticas los
fragmentos son transportados a ras del suelo dentro de un flujo de alta
densidad que se desplaza a elevada temperatura y en el cual la fase continua
entre las partículas es gas, siendo la relación gas/fragmentos baja.
o Oleadas piroclásticas («pyroclastic surge»), los piroclastos son
transportados lateralmente y a ras del suelo dentro de un flujo turbulento
donde la relación gas/fragmentos es elevada.
Asimismo, existen otros tipos de depósitos piroclásticos, como es el caso de los
lahares y otros depósitos volcano clásticos, que se han originado indirectamente a
través de un proceso volcánico y que poseen características mixtas entre los
depósitos sedimentarios y los propiamente piroclásticos.
Depósitos piroclásticos de caída
Los depósitos piroclásticos de caída se originan por la acumulación de piroclastos
uno a uno, lo que los diferencia de los flujos piroclásticos (coladas y oleadas) donde
los fragmentos son transportados y acumulados «en masa». Los depósitos
piroclásticos de caída cubren uniformemente la topografía, acumulándose tanto en
las depresiones como en las partes altas. Presentan un bandeado paralelo y
lateralmente continuo y pueden presentar gradación normal o inversa. La potencia y
el tamaño de los fragmentos disminuyen al alejarnos del centro emisor. La mayoría
de los depósitos piroclásticos de caída suelen estar bien clasificados.
Según los mecanismos de deposición que los originan, podemos definir varios tipos
de depósitos piroclásticos de caída:
a) Piroclastos de proyección balística
b) Dispersión de piroclastos en caída libre
c) Brechas de explosión.
Los piroclastos de proyección balística son comunes en casi todos los tipos de
erupciones. En general, se acumulan cerca del centro emisor y su presencia es
independiente de las características de la columna eruptiva vertical. Son de tamaño
centimétrico o más grandes (bombas y bloques); su acumulación alrededor del centro
emisor es responsable, en la mayoría de ocasiones, de la formación de edificios
cónicos, especialmente en las erupciones menos violentas.
La distribución y geometría de los depósitos piroclásticos de caída asociados a la
dispersión horizontal de la columna eruptiva están íntimamente asociados con la
altura de la misma. En general, cuanto más alta sea la columna más amplia será la
dispersión de piroclastos.
Las brechas de explosión son características de las erupciones freáticas y también
asociadas a las erupciones freatomagmáticas y vulcanianas. Son producidas en la
primera fase explosiva de la erupción, cuando se produce la apertura de la boca de
salida. Están constituidas mayoritariamente por bloques de fragmentos líticos
arrancados de las paredes del conducto.
Coladas piroclásticas
Las coladas piroclásticas («pyroclastic flow», «ash flow», «pumice flow», ignimbrita,
nube ardiente, etcétera) son corrientes de piroclastos fluidizadas y de alta densidad
que están controladas por la gravedad y se desplazan lateralmente a ras del suelo en
un flujo esencialmente laminar en el que la fase continua entre las partículas es gas,
siendo la relación partículas/gas elevada (alta concentración) (Sparks, 1976; Walker,
1981). En general, los depósitos de las coladas piroclásticas están controlados por la
topografía y rellenan los valles y las depresiones. Están mal clasificados, pero a
menudo pueden presentar una gradación normal de los fragmentos líticos hacia la
base, e inversa de los fragmentos pumíticos hacia el techo.
Las ignimbritas son depósitos de coladas piroclásticas ricas en material magmático y
juvenil vesiculado (pumitas y vitroclastos), emplazados en caliente y que pueden o no
estar soldados (Walker, 1983). Actualmente se está de acuerdo en que el mecanismo
general de formación de las ignimbritas es el colapso de la columna eruptiva. El
colapso de la columna se produce cuando ésta se vuelve más densa que la
atmósfera y no puede seguir levantándose, lo cual puede ser debido a una
disminución brusca de la velocidad de emisión o bien a un aumento de las
dimensiones de la boca de salida (Sparks et al., 1978).
Oleadas piroclásticas
Las oleadas piroclásticas son corrientes turbulentas de baja concentración y
densidad, fluidizadas, donde la fase continua entre las partículas es gas (Walker,
1981d). Los depósitos cubren la topografía pero tienen tendencia a acumularse en
los valles. Se caracterizan por presentar estructuras sedimentarias unidireccionales y
por estar bien clasificados (Wohletz y Sheridan, 1979).
Las oleadas piroclásticas son características de las erupciones hidromagmáticas,
aunque también pueden aparecer asociadas a erupciones puramente magmáticas.
Se pueden distinguir diversos tipos según sus características genéticas.
Las oleadas piroclásticas basales («base surges») son producidas en erupciones
hidromagmáticas, tanto en magmas ácidos como básicos, en que se produce una
explosión casi superficial, en materiales ligeros o especialmente bajo el agua, la cual
comporta la formación de un anillo que se desarrolla a nivel del suelo y que crece en
sentido radial. Este tipo de oleadas también puede formarse por el colapso de una
columna eruptiva freática o freatomagmática (Cas y Wright, 1987).
Se pueden distinguir dos tipos de oleadas piroclásticas basales, secas y húmedas, en
función de si la temperatura de deposición está por encima o por debajo,
respectivamente, de la temperatura de condensación del vapor de agua que
contienen. Las oleadas piroclásticas basales secas («dry surge») se producen
cuando la relación de interacción entre el agua y el magma es óptima, es decir, para
valores entre 0,1 y 0,3 (Sheridan y Wohletz, 1983). Estos depósitos se emplazan por
encima de la temperatura de condensación del vapor sobrecalentado, de manera que
éste se escapa mayoritariamente antes de la deposición. Las oleadas piroclásticas
secas forman láminas finas de depósitos bien estratificados y no consolidados.
Las oleadas piroclásticas basales húmedas («wet surge») tienen lugar cuando la
cantidad de agua que interacciona con el magma es excesiva (entre 0,3 y 1, según
Wohletz y Sheridan, 1983). En ellas el emplazamiento se produce por debajo de la
temperatura de condensación del vapor, de manera que parte de éste se transforma
en agua durante el transporte. Se presentan siempre en facies muy proximales y
forman acumulaciones potentes más o menos endurecidas por la presencia de
minerales secundarios formados después de la deposición. Las capas son potentes,
masivas a planares, con una estratificación poco marcada.
4.3.5. Formación de calderas de colapso
Una caldera volcánica es una gran depresión, distinta de un cráter, causada por diferentes
factores, como pueden ser el hundimiento de una cámara magmática o por deslizamiento:
se originan cuando un edificio volcánico aumenta mucho su altura respecto a su base,
volviéndose inestable y desplomándose a favor de la gravedad.
Más rara es la formación de una caldera por explosión freática, producida cuando el
magma basáltico ascendente encuentra en su camino un acuífero originando una
explosión colosal al convertir al agua en vapor sometido a una enorme presión.
Otro tipo de caldera es la producida por derrame de la lava en el cráter hacia el exterior,
Esta última caldera es la que ha servido como modelo a este tipo de estructuras
volcánicas, aunque la caldera propiamente dicha resultó vaciada en poco tiempo por el
derrame de la lava.
Ilustración 4: Formación de una caldera de subsidencia. Monte Mazama, con el Lago del Cráter y la isla Wizard
4.3.5.1. Calderas de hundimiento
Cuando la costra que se forma en la superficie de una caldera se va hundiendo en la lava
líquida por el aumento de la densidad que se produce al enfriarse, disminuye el nivel de la
caldera y se va formando un escarpe anular alrededor de la misma, Antes de que llegue a
hundirse el cono, el magma, puede descender del techo de la cámara, lo que se llama
clímax volcánico. A su vez, este hundimiento en la lava puede producir el nacimiento de
un cono volcánico, a un lado de la caldera, cuyos materiales están formados por el
ascenso de materiales eruptivos producido por el aumento de la presión con el descenso
del material que se va enfriando en la superficie de la caldera. Este cono volcánico forma
una especie de válvula de seguridad que va arrojando piroclastos (cenizas, bombas,
lapilli, arenas y vidrio volcánico) y así va compensando el descenso del nivel de la
caldera.
Ilustración 5: Caldera del Halemaumau, en el volcán Kilauea, en la isla de Hawái
4.3.5.2. Calderas vaciadas por derrames de lava
Cuando la caldera todavía contenía la lava más o menos líquida en su interior, la pared
del cráter se abrió en un punto, por el cual se fue vertiendo rápidamente la lava del
interior. Por este motivo, las paredes de la caldera son casi verticales, ya que el descenso
del nivel de la lava se produjo de manera muy rápida.
Ilustración 6: Parque nacional de la Caldera de Taburiente – Canarias en España
4.4. Los productos volcánicos en el campo
4.4.1. Productos líquidos Lavas: Se denomina lava al magma una vez desgasificado. En función de su contenido en
sílice, serán más o menos viscosas.
Lavas aa: Son viscosas, solidifican pronto y se cuartean, formando
bloques que son arrastrados por las coladas.
Lavas pahoehoe: Son fluidas y recorren largas distancias. La parte
superior de la colada, solidifica antes, y es arrugada por el interior líquido.
Pueden formarse túneles de lava.
Lavas almohadilladas: Son típicas de erupciones submarinas, donde
debido a la presión hidrostática, el magma no se desgasifica con violencia,
y fluye el magma con tranquilidad, generando bolas que se acumulan a los
lados de las fisuras.
4.4.2. Productos sólidos
4.4.2.1. Piroclastos
Son fragmentos solidificados durante la ascensión del magma, que son arrojados en
todas direcciones. Si tienen tamaños grandes, se habla de bombas, si tienen tamaño
arena o gravilla, se denominan lapilli, y si tienen tamaños menores, cenizas.
Ilustración 7: productos volcánicos piroclásticos
4.4.3. Productos Gaseosos
El porcentaje de gas en una erupción volcánica oscila entre un 1 – 8%. Más de la mitad
suele ser agua y el resto está constituido por CO2, N2, NH3, SO2, CO, y pequeñas
cantidades de otros. (En la erupción del Saint Helen en 1973, se liberaron 125000 Tm de
HCl, y 200000 Tm de HF, pese a ser estos gases minoritarios). Las emisiones de gas son
más evidentes en las manifestaciones póstumas del vulcanismo: Géiseres: Disoluciones
de agua que salen a 100 o 200 grados
Ilustración 8: Geiseres como manifestaciones de productos volcánicos en campo