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