Volcanes y Actividad Ignea - www.rutageologica.cl - info@rutageologica.cl

Naturaleza Erupciones Volcanicas: Factores que afectan a la viscocidad - Importancia de Los Gases Disueltos. Materiales expulsados durante una Erupcion: Coladas de Lavas - Gases - Materiales Piroclasticos. Estructuras Volcanicas: Anatomia del un Volcan - Volcanes en Escudo - Conoz de Ceniza - Conos compuestos.

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Otras formas Volcanicas: Calderas - Erupciones Fisurales y LLanuras de Lava - Domos de Lava - Chimeneas y Pitones Volcanicos. Actividad Ignea Intrusiva: Naturaleza de los plutones - Diques - Sills y Lacolitos - Batolitos - Tectonica de placas y actividad ignea - Actividad Ignea en Los Bordes Convergentes - Actividad Ignea Intraplaca

RUTAS GEOLOGICAS ARAUCANIA

GEOLOGIA GENERAL

VOLCANES Y ACTIVIDAD IGNEA


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Volcanes y Actividad Ignea.

El domingo 18 de mayo de 1980, la mayor erupción volcánica ocurrida en Norteamérica en tiempos históricos destruyó un volcán típico (Figura VOLCAN-01), ese día entró en erupción con tremenda fuerza el monte santa elena (st. Helens), situado en la zona sudoccidental del estado de Washington, la explosión reventó todo el flanco norte del volcán, cuya cima había sobresalido mas de 2.900 metros por encima del nivel del mar, perdió 400 metros de altura.

El acontecimiento devastó una amplia franja de tierra boscosa del lado norte de la montaña. En un área de 400 km2, los árboles estaban tumbados, entrelazados y aplastados, despojado de sus ramas y, desde el aire, parecían mondadientes esparcidos por todas partes.

Las corrientes de barro acompañantes transportaron cenizas, árboles y restos de rocas saturadas de agua 29 km corriente abajo del río Toutle. La erupción se cobró 59 vidas: algunas personas murieron debido al intenso calor y a la nube sofocante de cenizas y gases, otras fueron heridas por la explosión y algunos otros quedaron atrapados por las corrientes de barro.

La erupción expulsó casi un kilómetro cúbico de cenizas y restos de rocas. Después de la devastadora explosión, el monte santa helena siguió emitiendo grandes cantidades de gases y cenizas calientes. La fuerza de la explosión fue tal que una parte de las cenizas fue lanzada a más de 18.000 metros de altura a la estratosfera. Durante los días siguientes, este material de grano muy fino fue transportado alrededor de la tierra por los fuertes vientos estratosféricos. En Oklahoma y Minesota se acumularon depósitos medibles, y en Montana central se destruyeron cosechas. Mientras tanto, la precipitación de cenizas en los alrededores inmediatos superó los 2 metros de grosor. El aire sobre Yakima, Washington (130 km al este ), estaba tan repleto de cenizas que sus habitantes experimentaron al medio día la oscuridad de media noche.

No todas las erupciones volcánicas son tan violentas como la del año 1980 en el Monte Sta Elena. Algunos volcanes, como el volcán kilahuea de Hawaii, generan erupciones relativamente tranquilas de lavas fluidas. Estas erupciones no están exentas de episodios violentos; a veces erupciones de lavas incandescentes se esparcen centenares de metros en el aire. Tales acontecimientos , sin embargo, constituyen normalmente una amenaza mínima a las vidas y las propiedades humanas y, en general, la lava vuelve a caer en un cráter.

Un testimonio de la naturaleza tranquila de las erupciones del Kilauea es el hecho de que el observatorio de volcanes de Hawaii ha funcionado en sus cima desde 1912. y ello a pesar de que el Kilauea ha tenido mas de 50 fases eruptivas desde que empezó a llevar el registro de erupciones en 1823. Además, las erupciones más largas y grandes del Kilauea empezaron en 1983 y el volcán sigue activo, aunque ha recibido muy poca atención de los medios de comunicación.

 

 

Figura VOLCAN-01 Las fotografías anterior y posterior muestran la transformación del volcán Santa Elena causada por la erupción del 18 de Mayo de 1980. el área oscura en la foto más moderna es el lago lleno de detritos, parcialmente visible en la foto más antigua. (Foto cortesía de U.S Geological Survey).

 

¿ Por qué los volcanes como el monte santa elena hacen erupción explosiva , mientras que otros, como el kilauea, son relativamente tranquilos ? ¿ Porque los volcanes aparecen en cadenas, como las islas aleutianas o la cordillera Cascade ? ¿Por qué algunos volcanes se forman en el suelo oceánico , mientras que otros aparecen en los continentes ?

Naturaleza de las erupciones volcánicas.

Los volcanes y otra actividad ígnea – Naturaleza de las erupciones volcánicas.

 

La actividad volcánica suele percibirse como un proceso que produce una estructura pintoresca en forma de cono que, como el Monte Santa Elena , hace erupciones de manera violenta con cierta periodicidad (Recuadro VOLCAN-01). Algunas erupciones pueden ser muy explosivas , pero muchas no lo son. ¿ Que determina que un volcán expulse el magma con violencia o con tranquilidad ?. Los principales factores que influyen son la composición del magma, su temperatura y la cantidad de gases disueltos que contiene. Estos factores afectan, en grados variables , a la movilidad, o viscosidad (viscos = pegajoso), del magma. Cuanto mas viscoso es un material, mayor es su resistencia a fluir. (por ejemplo, el jarabe es más viscoso que el agua.) Un magma asociado con una erupción explosiva puede ser cinco veces más viscoso que el magma expulsado de una manera tranquila.

Factores que afectan a la viscosidad

El efecto de la temperatura sobre la viscosidad es fácil de ver. Exactamente igual a como se vuelve más fluido( menos viscoso) un jarabe al calentarlo, la movilidad de la lava está muy influida por la temperatura. Conforme la lava se enfría y empieza a congelarse, su movilidad disminuye y el flujo acaba por pararse.

Un factor más significativo que influye en el comportamiento volcánico es la composición química del magma. Recordemos que una diferencia importante entre las diversas rocas ígneas es su contenido en sílice (SiO2) (Tabla VOLCAN-01), los magmas que producen rocas máficas como el basalto contienen alrededor de un 50% de sílice, mientras que los magmas que originan rocas félsicas (granitos y sus equivalentes extrusivos, riolitas) contienen más del 70% de sílice. Los tipos de rocas intermedios, andesitas y dioritas, contienen alrededor del 60% de sílice.

La viscosidad de un magma está directamente relacionada con su contenido de sílice. En general, cuanto más sílice tenga un magma, mayor será su viscosidad. El flujo magmático se ve impedido porque las estructuras de sílice se enlazan formando largas cadenas incluso antes de que empiece la cristalización . Por consiguiente, debido a su elevado contenido de sílice, las lavas rioliticas (félsicas) son muy viscosas y tienden a formar coladas gruesas, comparativamente cortas. Por el contrario, las lavas basálticas (máficas) , que contienen menos sílice, tienden a ser bastante fluidas y se conoce el caso de coladas que han recorrido distancias de 150 kilómetros o más antes de solidificarse.

Después de toda la destrucción durante la erupción del volcán santa elena, ¿ Que aspecto tiene el área en la actualidad?

El área continúa recuperándose con lentitud. Sorprendentemente muchos organismos sobrevivieron a la explosión, entre ellos los animales que viven bajo tierra y las plantas (en especial las protegidas por la nieve o cercanas a corrientes de agua, donde la erosión retiró rápidamente las cenizas). Otros tienen adaptaciones que les permiten repoblar con rapidez las zonas devastadas. Veinte años tras la explosión, las plantas han reforestado el área, se están empezando a establecer bosques de primer crecimiento y muchos animales han regresado. Una vez completado el bosque de crecimiento antiguo (en unos pocos centenares de años), puede ser difícil encontrar pruebas de la destrucción, excepto una gruesa capa meteorizada de cenizas en el suelo.

El propio volcán también se está reconstruyendo. Se esta formando un gran domo de lava en el interior del cráter de la cima, lo cual sugiere que la montaña se formará de nuevo. Muchos volcanes parecidos al monte Santa elena exhiben este comportamiento: una destrucción rápida seguida de una reconstrucción lenta. Si quiere ver que aspecto tiene, vaya el sitio web del Mount St. Helens Nacional Volcanic en http://www.fs.fed.us/gpnf/mshnvm/, donde tiene webcam con imágenes a tiempo real de la montaña.

 

Tabla VOLCAN-01 Los magmas tienen diferentes composiciones, lo que hace que varíen sus propiedades.

 


 

Importancia de los gases disueltos

 

El contenido gaseoso de un magma afecta también a su movilidad. Los gases disueltos tienden a incrementar la fluidez de magma. Otra consecuencia bastante importante es el hecho de que los gases que escapan proporcionan fuerzas suficientes para impulsar la roca fundida desde una chimenea volcánica.

Las cimas de los volcanes empiezan a dilatarse, a menudo, meses o incluso años antes que tenga lugar la erupción. Eso indica que el magma se esta desplazando hacia un deposito poco profundo situado en el interior del cono. Durante esta fase, los volátiles (el componente gaseoso del magma que esta formado principalmente por agua ) tienden a desplazarse hacia arriba y acumularse cerca de la parte superior de la cámara magmática. Por tanto, la porción superior de un cuerpo magmático esta enriquecida de gases disueltos.

Cuando empieza la erupción, el magma cargado de gases sale de la cámara magma y asciende por el conducto volcánico; o chimenea. Conforme el magma se aproxima a la superficie, disminuye mucho su presión de confinamiento. Esta reducción de la presión permite la liberación súbita de los gases disueltos, exactamente igual a como la apertura de una botella de gaseosa caliente permite que escapen las burbujas gaseosas de dióxido de carbono. A temperaturas de 1000ºC y presiones próximas a las de superficie, bajas, los gases disueltos se expandirán hasta ocupar centenares de veces su volumen original.

Los magmas basálticos, muy fluidos, permiten que los gases en expansión migren hacia arriba y escapen por la chimenea con relativa facilidad. Conforme escapan, los gases pueden impulsar la lava incandescente a centenares de metros en el aire, produciendo fuentes de lava. Aunque espectaculares, dichas fuentes son fundamentalmente inocuas y no suelen ir asociadas con episodios explosivos importantes causantes de gran perdida de vidas y propiedades. Antes bien, las erupciones de lavas basálticas fluidas, como las que se producen en Hawai, son generalmente tranquilas.

 

En el extremo, los magmas muy viscosos expulsan de manera explosiva chorros de gases calientes cargados de cenizas que evolucionan a plumas con gran fuerza ascencional denominadas columnas eruptivos que se extienden a miles de metros en la atmósfera. Antes de una erupción explosiva, se produce un largo período de diferenciación magmática en la cual cristalizan se depositan los minerales ricos en hierro, dejando la parte superior del magma enriquecida en sílice y gases disueltos. Conforme este magma rico en volátiles asciende por la chimenea volcánica hacia la superficie, esos gases empiezan a reunirse en forma de diminutas burbujas. Por razones que todavía no se entienden bien, a una cierta altura del conducto esta mezcla se transforma en un chorro gaseoso que contiene diminutos fragmentos de vidrio, los cuales son expulsados del volcán de manera explosiva. Ejemplos de este tipo de erupción explosiva son el Monte Pinatubo de Filipinas (1991) y el monte santa elena (1980).

 

Conforme el magma de la parte superior de la chimenea es expulsado, disminuye la presión en la roca fundida directamente debajo. Por tanto, en vez de una explosión única, las erupciones volcánicas son realmente una serie de explosiones sucesivas. Lógicamente este proceso podría continuar hasta que la cámara magmática estuviera vacía, de una manera muy parecida a como un géiser se vacía de agua. Sin embargo, generalmente no ocurre esto. En un magma viscoso los gases solubles migran hacia arriba con bastante lentitud. Solamente en la parte superior del cuerpo magmático el contenido en gases aumenta lo suficiente como para desencadenar erupciones explosivas. Por tanto un acontecimiento explosivo suele ir seguido de una emisión tranquila de lavas . sin embargo una vez se termina esta fase eruptiva, el proceso de acumulación gaseosa vuelve a empezar. Este intervalo explica probablemente en parte los modelos de erupciones esporádicas característicos de los volcanes que expulsan lavas viscosas.

En resumen, la viscosidad del magma, junto con la cantidad de gases disueltos y la facilidad con la que pueden escapar, determina la naturaleza de una erupción volcánica. Podemos entender ahora las erupciones volcánicas de lavas líquidas y calientes de Hawaii y las erupciones explosivas, y a veces catastróficas, de las lavas viscosas de los volcanes del tipo monte Santa elena.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Materiales expulsados durante una erupción

Los volcanes expulsan lava, grandes volúmenes de gases y rocas piroclasticas (rocas rotas, de lava, ceniza fina y polvo).

Coladas de lavas

Se calcula que la gran mayoría de la lava terrestre, más del 90 % del volumen total, tiene una composición basáltica. Las andesitas y otras lavas de composición intermedia constituyen prácticamente todo el resto, mientras que las coladas riolíticas ricas en sílice representan sólo el uno por ciento del total. Las coladas basálticas recientes de dos volcanes hawaianos, Mauna Loa y Kilauea. Emitieron volúmenes de hasta 0,5 kilómetros cúbicos. Una de las coladas de lava basáltica más grandes en tiempos históricos procedió de la fisura Laki de Islandia en 1783. El volumen de esta colada media 12 kilómetros cúbicos y parte de la lava se desplazo hasta 88 kilómetros desde su fuente. Algunas erupciones prehistóricas, como las que formaron el altiplano de Columbia en el Pacifico noroccidental, fueron incluso mayores. Una colada de lava basáltica supero los 1200 kilómetros cúbicos. Tal volumen sería suficiente para formar tres volcanes del tamaño del Monte Etna, en Italia, uno de los conos más grandes de la tierra.

Debido a su menor contenido en sílice, las lavas basálticas calientes suelen ser muy fluidas. Fluyen formando láminas delgadas y anchas o cintas semejantes a torrentes. En la isla de Hawai se ha cronometrado una velocidad de 30 kilómetros por hora pendiente abajo para este tipo de lavas, pero son más frecuentes velocidades de 100 a 300 metros por hora. Además se conocen lavas basálticas que han viajado distancias de 150 kilómetros o más antes de solidificarse. Por el contrario, el movimiento de las lavas ricas en sílice (riolíticas) puede ser demasiado lento como para percibirse. Además la mayoría de las lavas rioliticas son comparativamente gruesas y rara vez se desplazan más de unos pocos kilómetros desde sus chimeneas. Como cabria esperar, las lavas andesíticas, con una composición intermedia, exhiben características que se encuentran entre los extremos.

 

Coladas cordadas. Cuando se solidifican las lavas basálticas fluidas del tipo hawaiiano, suelen formar una corteza relativamente lisa que se arruga a medida que la lava situada debajo de la superficie, todavía fundida, sigue avanzando. Estas lavas se conocen como lavas cordadas y recuerdan a las hebras trenzadas de las cuerdas.

Las coladas cordadas solidificadas suelen contener minerales que antes fueron los conductos horizontales por donde se transportaba la lava desde la chimenea volcánica hasta el frente de la colada. Estas cavidades se desarrollan en el interior de una colada donde las temperaturas se mantienen elevadas durante bastante tiempo después de que se solidifique la superficie. En esas condiciones, la lava todavía fundida del interior de los conductos continúa su movimiento hacia delante , dejando atrás las cavidades semejantes a cavernas que se denominan tubos de lavas (Figura VOLCAN-02). Los tubos de lava son importantes porque permiten que las lavas fluidas avancen grandes distancias desde su fuente. Los tubos de lava son poco habituales en las lavas andesititas y rioliticas.

 

Colada aa. Otro tipo común de lava basáltica, denominada aa, tiene una superficie de bloques ásperos y desiguales con bordes afilados y rugosidades. Las coladas aa activas son relativamente frías y gruesas y avanzan a velocidades de 5 a 50 metros por hora. Además, los gases que escapan de la superficie producen numerosos huecos y agudas rugosidades en la lava que se solidifica. Conforme avanza el interior fundido, la corteza exterior se va rompiendo, lo que proporciona a la colada el aspecto de una masa de cascotes de lava que avanzan.

La lava que salió del volcán mexicano Paricutín y que enterró la ciudad de San Juan Parangaricutiro era de tipo aa ( Véase Figura VOLCAN-07). En algunas ocasiones una de las coladas del Paricutín se movía solo un metro al día, pero siguió avanzado día tras día .durante más de tres meses.

 

Parece que varios factores son responsables de las diferencias entre las coladas cordadas y las de tipo aa. En

Hawai, las coladas cordadas son más Calientes, mas ricas en gases y más rápidas que las coladas aa en pendientes comparables. Además la mayoría de coladas hawaianas empiezan como cordadas pero pueden convertirse en coladas aa conforme descienden.

 

Coladas de Bloques. A diferencia de los magmas basálticos fluidos, que en general producen coladas cordadas y de tipo aa, los magmas andesíticos y rioliticos tienden a generar coladas de bloques. Las coladas de bloques consisten en gran medida en bloques separados con superficies ligeramente curvadas que cubren la lava no rota del interior. Aunque son parecidas a las coladas aa, estas lavas están formadas por bloques con superficies comparativamente lisas, en lugar de tener superficies ásperas, de escorias.

 

Coladas almohadilladas. Recordemos que mucha de la producción volcánica terrestre se da a lo largo de las dorsales oceánicas (límites de placas divergentes). Cuando las efusiones de lava se originan en una cuenca oceánica, o cuando la lava entra en el océano, las zonas superiores de las coladas se enfrían rápidamente. Sin embargo, normalmente la lava puede moverse hacia delante rompiendo la superficie endurecida. Este proceso ocurre una y otra vez, conforme el basalto fundido es expulsado (como la pasta de dientes sale de un tubo que se apriete fuerte). El resultado es una colada de lava compuesta por estructuras alargadas parecidas a almohadas grandes pegadas unas encima de las otras. Estas estructuras, denominadas lavas almohadilladas , son útiles para la reconstrucción de la historia terrestre. Dondequiera que se encuentren las lavas almohadilladas, su presencia indica que su deposición se produjo en un ambiente subacuatico.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Gases.

Los magmas contienen cantidades variables de gases disueltos (volátiles) que se mantienen en la roca fundida por la presión de confinamiento, exactamente igual a como se conserva el dióxido de carbono en los refrescos. Como en el caso de estos últimos, en cuanto se reduce la presión, los gases empiezan a escapar. Obtener muestras de gases de un volcán en erupción es difícil y peligroso, de manera que los geólogos suelen estimar indirectamente la cantidad de gases contenidos originalmente dentro del magma.

La porción gaseosa de la mayoría de los magmas constituye de 1 al 6 por ciento del peso total, y la mayor parte es vapor de agua. Aunque el porcentaje puede ser pequeño, la cantidad real de gases emitidos puede superar varios miles de toneladas por día.

 

La composición de los gases volcánicos es importante porque contribuye de manera significativa a configurar los gases que forman la atmósfera de nuestro planeta. Los análisis de muestras tomadas durante erupciones hawaianas indican que los gases son: alrededor del 70% vapor de agua, un 15 % dióxido de carbono, un 5% nitrógeno , un 5% de dióxido de azufre y cantidades menores de cloro, hidrogeno y argón. Los compuestos de azufre se reconocen fácilmente por su olor. Los volcanes son una fuente natural de contaminación del aire, que incluye el dióxido de azufre, el cual se combina fácilmente con el agua para formar ácido sulfúrico.

Además de impulsar el magma desde los volcanes, los gases desempeñan un papel importante en creación del estrecho conducto que conecta la cámara magmática con la superficie. En primer lugar, las temperaturas elevadas y la capacidad de flotación del cuerpo magmático rompen la roca que está por encima. A continuación, las ráfagas de gases calientes a gran presión amplían las fracturas de la roca y abren un camino hacia la superficie. Una vez completado este pasadizo, los gases calientes junto con los fragmentos de roca que arrastran erosionan sus paredes, ensanchando el conducto. Dado que esas fuerzas erosivas se concentran en cualquier saliente a lo largo del camino, las chimeneas volcánicas que se producen tienen forma circular. A medida que el conducto aumenta de tamaño, el magma va ascendiendo para producir actividad en la superficie. Después de una fase eruptiva , la tubería volcánica suele obturarse con una mezcla de magma solidificada y derrubios que no fueron lanzados por la chimenea. Antes de la siguiente erupción , una nueva ráfaga de gases explosivos debe limpiar de nuevo el conducto.

En algunas ocasiones, las erupciones emiten cantidades colosales de gases volcánicos que ascienden mucho en la atmósfera, donde pueden permanecer durante varios años. Algunas de estas erupciones pueden tener un impacto en el clima terrestre.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Materiales piroclasticos

Cuando se expulsa lava basáltica, los gases disueltos escapan libremente y continuamente. Esos gases impulsan gotas incandescentes. Una parte del material expulsado puede caer cerca de la chimenea y construir una estructura en forma de cono, mientras que las partículas más pequeñas serán arrastradas a grandes distancias por el viento. Por el contrario, los magmas viscosos (rioliticos) están muy cargados de gases; tras su liberación, se expanden miles de veces conforme lanzan rocas pulverizadas, lavas y fragmentos de vidrio desde la chimenea. Las partículas producidas en estas dos situaciones se denominan material piroclástico (pyro= fuego; clase= fragmento). El tamaño de estos fragmentos expulsados oscila entre un polvo muy fino y cenizas volcánicas de tamaño de arena (inferior a 2 milímetros de diámetro) y trozos que pesan mas de una tonelada.

 

Las partículas de ceniza y polvo se producen a partir de los magmas viscosos cargados de gases durante una erupción explosiva. Conforme el magma asciende por la chimenea, los gases se expanden rápidamente generando una espuma en el fundido que recuerda a la espuma que sale de una botella de champán recién abierta. Conforme los gases calientes se expanden de manera explosiva , la espuma se rompe en fragmentos vitreos muy finos. Cuando las cenizas calientes caen, las sartas vítreas a menudo se funden para formar una roca llamada toba soldada. Capas de este material, así como depósitos de cenizas que más tarde se consolidan, cubren enormes porciones del occidente de Estados Unidos.

 

También son comunes los piroclasticos cuyo tamaño oscila entre el de una cuenta de collar pequeña y el de una nuez denominado lapilli (). Estos materiales expulsados habitualmente se llaman cenizas (2-64 milímetros). Las partículas con tamaños superiores a 64mm de diámetro se denomina bloques cuando están formados por lava solidificada y bombas cuando son expulsados como lava incandescente. Dado que, tras su expulsión, las bombas están semihundidas, a menudo adoptan una forma aerodinámica conforme viajan por el aire. Debido a su tamaño, las bombas y los bloques suelen caer en las laderas del cono volcánico. Sin embargo, a veces son expulsadas a grandes distancias del volcán por las fuerza de los gases que escapan. Por ejemplo, durante una erupción del volcán japonés Asama, se expulsaron bombas de 6 metros de longitud y con un peso aproximado de 200 toneladas a 600 metros de la chimenea volcánica.

 

Hasta el momento, hemos distinguido varios materiales piroclasticos basados en gran medida en el tamaño de los fragmentos. Algunos materiales también se identifican por su textura y composición. En particular, la escoria es el nombre aplicado a los materiales expulsados vesiculares ( que continen huecos) producto del magma basáltico (figura VOLCAN-03). Estos fragmentos de color negro a marrón rojizo se encuentran generalmente en el intervalo de tamaños de los lapilli y parecen cenizas y escorias producidas por los hornos utilizados para la fundición de hierro. Cuando un magma con una composición intermedia o rica en sílice genera erupciones vesiculares, se llama pumita ( Véase figura ROCIGN-09). La pumita suele tener un color más claro y es menos densa que la escoria. Además, algunos fragmentos de pumita tienen tal cantidad de vesículas que pueden flotar en el agua durante períodos prolongados.

Figura VOLCAN-03 La escoria es una roca volcánica que exhibe una textura vesicular. Las vesículas son pequeños agujeros que dejan las burbujas de gas que se escapan (Foto de E.J Tarbuck)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Estructuras volcánicas y estilos de erupción

La imagen popular de un volcán es la de un cono solitario, elegante, cubierto de nieve como el monte Hood de oregón o el Fujiyama de Japón. Estas montañas cónicas y pintorescas se producen por la actividad volcánica que tuvo lugar con intermitencias durante miles, o incluso centenares de miles de años. Sin embargo, muchos volcanes no se ajustan a esta imagen. Algunos volcanes miden solo 30 metros de altura y se formaron durante una única fase eruptiva que pudo haber durado solo unos pocos días. Además numerosas formas volcánicas no son, de ningún modo . Por ejemplo, el valle de los diez mil humos, en Alaska, es un deposito de superficie plana que consiste en 15 km cúbicos de ceniza que se expulsaron en menos de 60 horas y que cubrió una sección del valle fluvial hasta una profundidad de 200 metros.

 

Las formas volcánicas se presentan en una gran variedad de formas y tamaños y cada estructura tiene una historia eruptiva única. No obstante, los vulcanologos han podido clasificar las formas volcánicas y determinar sus esquemas eruptivos.

Anatomía de un Volcán

La actividad volcánica suele empezar cuando se desarrolla una fisura (grieta) en la corteza a medida que el magma fuerza su camino hacia la superficie. Conforme el magma rico en gas asciende hacia esta fisura linear, su camino se halla habitualmente en un conducto circular, o tubo que termina en una apertura en la superficie denominado chimenea (figura VOLCAN-04). Las sucesivas erupciones de lava, material piroclástico, o, con frecuencia, una combinación de ambos, a menudo separadas por largos períodos de inactividad acaban formando la estructura que llamamos volcán.

 

En la cima de muchos volcanes haya una depresión de paredes empinadas llamadas “crater” (crater= cuenco). Los cráteres son rasgos estructurales que se fueron construyendo paulatinamente a medida que los fragmentos se acumulaban alrededor de la chimenea formando una estructura en forma de Donut. Algunos volcanes tienen más de un cráter en la cima, mientras que otros tienen depresiones muy grandes, más o menos circulares, denominadas calderas. Las calderas son grandes estructuras de hundimiento que pueden o no formarse en asociación a un volcán.

Durante los primeros estadios del crecimiento, la mayor parte de las descargas volcánicas proceden de la chimenea central. A medida que un volcán madura, el material también tiende a emitirse desde las fisuras que se desarrollan a lo largo de los flancos, o en la base, del volcán. La actividad continuada de una erupción del flanco puede producir un pequeño cono parasito ( parasitus = el que come en la mesa de otro ). El etna de Italia, por ejemplo , tiene más de 200 chimeneas secundarias, algunas de las cuales han formado conos. Sin embargo, muchas de estas chimeneas sólo emiten gases y se denominan, con toda propiedad, fumarolas (fumus= humos).

La forma de un volcán en particular está determinada en gran medida por la composición del magma que contribuye a su formación. Como veremos, las lavas de tipo hawaiiano tienden a producir estructuras amplias con pendientes suaves, mientras que las lavas ricas en sílice más viscosas ( y algunas lavas basálticas ricas en gas) tienden a generar conos con pendientes de moderadas a empinadas.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Volcán en escudo.

Los volcanes en escudos se producen por la acumulación de lavas basálticas fluidias y adoptan la forma de una estructura ligermente abovedada en forma de de domo amplia que recuerda la forma del escudo de un guerrero (Figura VOLCAN-05). La mayoría de los volcanes en escudo han crecido a partir del suelo oceánico profundo y forman islas o montes submarinos. Por ejemplo, las islas de la cadena hawaiiana, Islandia y las Galápagos son un solo volcán en escudo o la unión de varios escudos. No obstante, algunos volcanes en escudo tienen lugar en los contienentes. Se incluyen en este grupo estructuras bastante grandes situadas en el este de África, como Suswa, en kenya.

Un estudio extenso de las Islas de Hawaii confirma que cada escudo se formó a partir de una miriada de coladas de lava basáltica de unos pocos metros de grosor. Además, estas islas constan de tan solo un uno por ciento de erupciones piroclásticas.

El Mauna Loa es uno de los cinco volcanes en escudo superpuestos que constituyen juntos la isla de Hawaii.

Desde su base, el suelo del océano Pacifico, hasta su cima, la altura del mauna Loa se acerca a los 9 kilometros, superando la del Everest. Esta pila masiva de lava basáltica tienen un volumen estimado de 40.000 kilómetros cúbicos , que fueron expulsados a lo largo de aproximadamente un millón de años. En comparación, el volumen del material que forma el Mauna Loa es unas 200 veces mayor que el que forma un cono compuesto grande como el Monte Rainer (figura VOLCAN-06). No obstante, la mayoría de escudos tienen un tamaño mas modesto. Por ejemplo, el clásico escudo islandés, el Skjalbreidur, alcanza una altura aproximada de sólo unos 600 metros y su base tiene 10 kilómetros de diámetro.

Pese a su enorme tamaño, el Mauna Loa no es el volcán más grande conocido del sistema solar. El monte Olimpo, un enorme volcán marciano en escudo, tiene una altura de 25 kilómetros y un diámetro de 600 kilómetros.

Figura VOLCAN-05 Los volcanes en escudo se construyen fundamentalmente a partir de coladas de lava basáltica fluida y contienen solo un pequeño porcentaje de materiales piroclásticos.

 

Los escudos jóvenes, en especial los que se encuentran en Islandia, emiten lava muy fluida desde una chimenea en el centro de la cima y tienen laderas con pendientes suaves que oscilan entre 1 y 5 grados. Los escudos maduros, como el Mauna Loa, tienen pendientes más empinadas en las secciones centrales (unos 10 grados) , mientras que sus cimas y sus flancos son comparativamente planos. Durante el estadio de madurez, las lavas salen desde las chimeneas de la cima, así como las de las zonas hendidas que se desarrollan a lo largo de las pendientes. La mayor parte de las lavas son lavas cordadas, pero conforme estas coladas se enfrían en el descenso, muchas se convierten en coladas aa con aspecto de escoria. Una vez que una erupción se ha establecido bien, una gran fracción de lava ( quiza el 80%) fluye a través de un sistema bien desarrollado de tubos de lava ( véase figura VOLCAN-02), lo que aumenta en gran medida la distancia que la lava puede recorrer antes de solidificar. Por tanto, la lava emitida cerca de la cima suele alcanzar el mar y , de este modo, se añade a la anchura del cono a expensas de su altura.

Otra característica común de un volcán en escudo maduro y activo es una gran caldera con paredes empinadas que ocupa su cima. Las calderas se forman al hundirse el techo del volcán conforme el magma procedente del depósito magmatico central migra hacia los flancos, a menudo alimentando las erupciones fisurales. La caldera de la cima del Mauna Loa mide de 2,6 a 4,5 kilómetros y tiene una profundidad media de alrededor de 150 metros.

 

Figura VOLCAN-06. Perfiles de los edificios volcánicos.

A. Perfil del Mauna Loa, Hawaii, el mayor volcán en escudo de la cadena Hawaiiana . Obsérvese el tamaño en comparación con el volcán Rainer, Washington, un gran cono compuesto.

B. Perfil del volcán Rainer, Washington. Nótese cómo hace pequeño a un cono de cenizas típico.

C. Perfil de Sunset, Arizona, un cono de cenizas típico de laderas empinadas.

En sus últimas etapas de crecimiento, la actividad en los escudos maduros es más esporádica y las erupciones piroclásticas, más frecuentes. Además, aumenta la viscosidad de las lavas, lo que provoca coladas más cortas y potentes.

Estas erupciones tienden a aumentar la pendiente de la ladera en el área de la cima, que a menudo se cubre con grupos de conos de ceniza. Esto explica por que el Mauna Kea, un volcán muy maduro que no ha entrado en erupción en los tiempos históricos, tiene una cima más empinada que el Mauna Loa, que entró en erupción en 1984.

Los astrónomos están tan seguros de que el Mauna Kea está en declive que han construido en su cima un elaborado observatorio, que alberga uno de los mejores ( y más caros) telescopios del mundo.

 

Kilauea, Hawaii: Erupción de un volcán en escudo.

El Kilauea, el volcán en escudo más activo y estudiado con detalle del mundo, se encuentra en la isla de Hawaii, en el costado del Mauna Loa. Se han observado mas de 50 erupciones desde que se inicio el registro de las erupciones en 1823. algunos meses antes de una fase eruptiva , el Kilauea se infla conforme el magma asciende gradualmente y se acumula en el depósito central situado a unos pocos kilómetros por debajo de la cima. Durante unas 24 hroas antes de una erupción, multitud de pequeños terremotos advierten de la actividad inminente.

La mayor parte de la actividad del Kilauea durante los últimos 50 años sucedió a lo largo de los flancos del volcán en una región llamada la zona de rift oriental. Aquí, una erupción fisural en 1960 sumergió la población litoral de Kapoho, situada a unos 30 kilómetros del origen. La erupción fisural mas larga y mayor registrada en Kilauea empezó en 1983 y continua hasta hoy, sin signos de disminuir. La primera descarga empezó a lo largo de una fisura de 6 kilómetros de longitud en la que se formó una de 100 metros de altura conforme la lava era expulsada hacia el cielo. Cuando se localizo la actividad , se formó un cono de cenizas y salpicaduras al que se dio el nombre hawaiiano Puu Oo. Durante los tres años siguientes, el patrón eruptivo general consistía en períodos cortos (de horas a días) en los que se expulsaban fuentes de lava rica en gas hacia el cielo. Detrás de cada acontecimiento hubo alrededor de un mes de inactividad.

En el verano de 1986 se abrió una nueva chimenea 3 kilómetros hacia el interior de la fisura. Aquí la lava cordada de superficie lisa formó un lago de lava. En algunas ocasiones el lago se desbordó, pero con más frecuencia la lava se escapó a través de los túneles para alimentar las coladas cordadas que descendían por el flanco suroriental del volcán hacia el mar. Estas coladas destruyeron casi un centenar de casas rurales, cubrieron una carretera principal y acabaron desembocando en el mar. La lava se ha estado vertiendo de manera intermitente en el océano desde ese momento, añadiendo nueva superficie a la Isla de Hawaii.

Situado junto a 32 kilómetros de la costa meridional del Kilauea, un volcán submarino, el Loihi también es activo. Sin embargo debe recorrer otro 930 metros antes de romper la superficie del océano Pacífico.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Conos de Cenizas

Como su nombre sugiere, los conos de cenizas ( también llamados conos de escoria) están construidos con fragmentos de lava proyectada que adoptan el aspecto de cenizas o escorias cuando empiezan a solidificarse durante su vuelo. Estos fragmentos tienen un tamaño que oscila entre la ceniza fina y las bombas, pero están formados principalmente por lapilli del tamaño de un guisante una nuez. Normalmente producto de magma basáltico relativamente rico en gas, los conos de cenizas están formados por fragmentos redondeados a irregulares marcadamente vesiculares (contienen huecos) y de color negro a marron rojizo. Recordemos que estos fragmentos de cenizas y pumita. Aunque los conos de ceniza están formado mayoritariamente por material periclástico suelto, a veces expulsan lava. En esas ocasiones, las descargas procedente de las chimeneas situadas en la base o cerca de ella en lugar de proceder del cráter de la cima.

Los conos de ceniza tienen una forma característica muy sencilla , condicionada por el ángulo de reposo de material piroclastico suelto. Dado que las cenizas tienen un gran ángulo de reposo (el ángulo más empinado en el que el material permanece estable), los conos de ceniza jóvenes tienen pendientes empinadas, con laderas de entre 30 y 40 grados, además los conos de cenizas exhiben cráteres grandes y profundos en relación con el tamaño total de la estructura. Aunque son relativamente simétricos, muchos conos de cenizas son alargados y más altos por el lado por el que descendían los materiales durante las erupciones.

Normalmente los conos de cenizas son fruto de un único episodio eruptivo que a veces solo dura sólo unas pocas semanas y en raras ocasiones supera unos pocos años. Una vez este acontecimiento para ,el magma del tubo que conecta la chimenea a la cámara magmatica se solidifica y el volcán no vuelve a entrar en erupción jamás. Como consecuencia de ésta corta vida, los conos de cenizas son pequeños, normalmente entre 30 y 300 metros y rara vez superan los 700 metros de altura ( véase figura VOLCAN-06).

 

Los conos de cenizas se encuentran a millares en todo el mundo. Algunos están situados en campos volcánicos como el que se encuentra cerca de Flagstaff, Arizona, que está formado por unos 600 conos. Otros son conos parásitos de volcanes más grandes. El etna, por ejemplo, tiene docenas de conos de cenizas que salpican sus flancos.

Paricutín: vida de un cono de cenizas de variedad jardín. Uno de los escasos volcanes que los geólogos han estudiado desde su principio hasta su fin es el cono de cenizas denominado paricutín, situado a unos 320 kilómetros al oseste de la ciudad de México. En 1943, empezó su fase eruptiva en un campo de maíz propiedad de Dionisio Pulido, quién presenció el acontecimiento mientras preparaba el campo para su cultivo.

Durante dos semanas antes de la primera erupción , numerosos temblores de tierra atemorizaron al pueblo cercano de Paricutín. A continuación, el 20 de febrero, empezaron a salir gases sulfurosos de una pequeña depresión que había estado en el maizal durante todo el tiempo que la gente podía recordar. Por la noche fragmentos de rocas incandescente y caliente lanzado al aire desde el agujero produjeron una espectacular exhibición de fuegos artificiales. Las descargas explosivas continuaron, lanzando de vez en cuando fragementos calientes y cenizas a una altura de hasta 6000 metros por encima del anillo del cráter. Los fragmentos mayores caían cerca del cráter, algunos permanecían incandescentes mientras descendían rodando por la ladera. Estos construyeron un cono de aspecto estéticamente agradable, mientras que la ceniza más fina caía sobre un área mucho mayor, quemando y por fin cubriendo el pueblo de Paricutín. Durante el primer día, se había descargado más del 90% del total del material proyectado.

La primera colada de lava procedió de una fisura que se abrió justo al norte del cono, pero después de unos pocos meses empezaron a surgir coladas de la misma base del cono. En junio de 1944, una colada de escorias de tipo aa de 10 metros de grosor cubrió gran parte del pueblo de San Parangaricutiro, dejando únicamente a la vista la torre de la iglesia (figura VOLCAN-07). Después de nueve años de explosiones piroclásticas intermitentes y una descarga casi continua de lavas de la chimeneas de la base, la actividad cesó casi tan rápidamente como había empezado. En la actualidad, el Paricutín no es más que otro de los numerosos conos de cenizas inactivos que salpican el paisaje de esta región de México. Como los otros, probablemente no volverá hacer erupción.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Conos Compuestos.

Los volcanes más pintorescos aunque potencialmente peligrosos de la Tierra son los conos compuestos o estratovolcanes (Figura VOLCAN-08). La mayoría se encuentra en una zona relativamente estrecha que rodea el océano pácifico, a la que se denomina con bastante propiedad, el anillo de fuego (véase figura VOLCAN-20). Esta zona activa incluye una cadena de volcanes continentales que se distribuyen a lo largo de la costa occidental de Suramérica y Norteamericana, incluidos los grandes conos de los andes y la cordillera cascade del oeste de Estados Unidos y Canadá. Este último grupo incluye el Monte Santa elena, el monte Rainier y el monte garibaldi. Las regiones más activas del anillo de fuego se encuentran a lo largo de cinturones curvados de islas volcánicas adyacentes a las fosas oceánicas profundas del pacífico septentrional y occidental. Esta cadena casi continúa de volcanes se extiende desde las islas Aleutianas hasta el Japón y las filipinas y acaba en la isla Norte de Nueva Zelanda.

 

Figura VOLCAN-07. La localidad de San Juan Parangaricutiro cubierta por lava aa del Paricutín, que aparece al fondo. Solo quedan las torres de la iglesia ( Foto de Tad Nichols).

 

El cono compuesto clásico es una gran estructura, casi simetrica, compuesta por lava y depósitos piroclásticos. Exactamente igual que los volcanes en escudo deben su forma a las lavas basálticas fluidas, los conos compuestos reflejan la naturaleza del material que expulsan. En su mayor parte, los conos compuestos son fruto de magma rico en gas con una composición andesítica. ( Los conos compuestos también pueden emitir cantidades diversas de material con una composición basáltica o riolitica.) en relación con los escudos, los magmas ricos en sílice típicos de los conos compuestos generan lavas viscosas y gruesas que recorren distancias cortas. Además, los conos compuestos pueden generar erupciones explosivas que expulsan grandes cantidades de material piroclastico,

Figura VOLCAN-08. Monte Shasta, California, uno de los conos compuestos más grandes de la cordillera Cascade. Shastina es el volcán parasito mas pequeño de la izquierda ( Foto de David Muench.).

El crecimiento de un cono compuesto empieza con la emisión de material piroclástico y lava de la chimenea central. Conforme la estructura madura, las lavas tienden a fluir de las fisuras que se desarrollan en los flancos inferiores del cono. Esta actividad puede alternarse con erupciones explosivas que expulsan material piroclásticos del cráter de la cima. Algunas veces pueden producirse simultáneamente ambas actividades.

 

Una forma cónica, con un área de la cima empinada y flancos más gradualmente inclinados, es típica de muchos conos compuestos grandes. Este perfil clásico, que adorna calendarios y postales, es en parte consecuencia de cómo las lavas viscosas y las emisiones piroclásticas contribuyen al crecimiento del cono. Los fragmentos gruesos expulsados desde el cráter de la cima tienden a acumularse cerca de su origen. Debido a su gran ángulo de reposo, lo materiales gruesos contribuyen a las inclinaciones empinadas de la cima. Por otro lado, las emisiones más finas se depositan como una capa delgada por encima de un área extensa , lo cual sirve para allanar el flanco del cono. Además, durante las primeras etapas del crecimiento, las lavas tienden a ser más abundantes y a fluir a distancias más largas de la chimenea que las lavas posteriores. Eso contribuye a la base ancha del cono. Conforme el volcán madura, las coladas cortas procedentes de la chimenea central sirve para blindar y fortalecer el área de la cima. Por consiguiente, puede haber laderas empinadas que superan los 40 grados. Dos de los conos más perfectos ( el monte mayon de las filipinas y el fujiyama en Japón ) exhiben la forma clásica que cabe esperar de un cono compuesto, con su cima empinada y los flancos suavemente inclinados.

 

Pese a su forma simétrica, la mayoría de conos compuestos tiene una historia compleja. Los grandes montículos de derrubios que rodean muchos conos proporcionan pruebas de que, en el pasado remoto, una gran sección del volcán se deslizó descendiendo por la ladera como un deslizamiento pasivo. Otros desarrollan depresiones en forma de herradura en sus cimas como consecuencia de las erupciones explosivas o, como ocurrió durante la la erupción de 1980 del monte Santa Elena, una combinación de un deslizamiento y la erupción de 0,6 km cúbicos de magma que dejarón un gran vacío en el lado septentrional del cono. A menudo, ha tenido lugar tanta reconstrucción desde estas erupciones que no queda ninguna huella de la cicatriz en forma de anfiteatro. El Vesuvio, en Italia, nos proporciona otro ejemplo de la historia compleja de una región volcánica. Este volcán joven se formó en el mismo lugar en el que una erupción que tuvo lugar en el año 79 d.c. había destruido un cono más antiguo.

 

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Vivir bajo la sombra de un cono compuesto

En los últimos 200 años han entrado en erupción más de 50 volcanes en Estados Unidos ( Figura VOLCAN-09). Afortunadamente las más explosivas de esas erupciones, excepto la del volcán Santa Elena en 1980, sucedieron en regiones muy poco habitadas de Alaska. a escala mundial, han tenido lugar numerosas erupciones destructivas durante los últimos miles de años, algunas de las cuales pueden haber influido en el curso de la civilización humana.

El Continente perdido de la Atlántida.

Los antropólogos han propuesto que una erupción catastrófica en las isla santorini (también llamada tera) contribuyó al hundimiento de la avanzada civilización minoica, centrada en torno creta, en el mar Egeo (Figura VOLCAN-10). Este acontecimiento también dio origen a la leyenda perdurable del continente perdido de la Atlántida. Según escrito del filósofo griego platón, un imperio insular llamado Atlántida fue absorbido por el mar en un día y una noche. Aunque la conexión entre la Atlántida de platón y la civilización minoica es algo tenue, no hay duda de que una erupción catastrófica tuvo lugar en Santorini alrededor del año 1600. AC.

Esta erupción generó una columna eruptiva alta y ondulante compuesta por grandes cantidades de materiales piroclásticos. Llovieron ceniza y pumita procedentes de esta pluma durante varios día y el paisaje circundante acabó cubierto a una Profundidad máxima de 60 metros. Una ciudad minoica cercana, ahora llamada akrotiri , quedó enterrada y sus restos permanecieron ocultos hasta 1967, cuando los arquelogos empezaron a investigar la

 

Figura VOLCAN-09 De los 13 volcanes potencialmente activos de la cordillera de Cascade, 11 han hecho erupción en los últimos 4000 años y 7 en solo los últimos 200 años. Más de 100 erupciones, la mayoría de las cuales fueron explosivas, han sucedido en los últimos 4000 años. El santa elena es el volcán más activo de la cordillera de Cascade. Sus erupciones han oscilado entre expulsiones de lava relativamente tranquilas a acontecimientos explosivas mucho mayores que el del 18 de mayo de 1980. cada símbolo de erupción en el diagrama representa de una a doce erupciones en muy poco espacio de tiempo ( tamado de U.S. Geological Survey).

zona. la excavación de bellas jarras de cerámica y pinturas murales elaboradas indica que Akrotiri daba cobijo a una sociedad rica y sofisticada.

Tras la emisión de esta gran cantidad de material, la cima del Santorini se hundió, produciendo una caldera de 8 kilómetros de diámetro. En la actualidad este volcán, antes majestuoso, consiste en cinco pequeñas islas. La erupción y hundimiento de Santorini generaron grandes olas marinas  (Tsunamies) que provocaron la destrucción generalizada  de las poblaciones costeras de Creta y las Islas cercanas situadas al norte.

Aunque algunos expertos sugieren que la erupción del Santorini contribuyó a la desaparición de la civilización minoica, ¿ Fue esta erupción la principal  causa de la descomposición de esta gran civilización o sólo uno de los muchos factores descadenantes  ?  ¿ Fue Santorini el continente insular de la Atlántida descrito por Platón? Cualesquiera que sean las respuesta a estas preguntas, es claro que el vulcanismo puede cambiar drásticamente el curso de los acontecimientos humanos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Erupción del Vesuvio 79. dc.

Además de producir alguna de la actividad volcánica ms violenta, los conos compuestos pueden entrar en erupción inesperadamente. Uno de los acontecimientos de este tipo mejor documentados fue la erupción, en el año 79 d.C., del volcán italiano que ahora llamamos vesuvio. Antes de esta erupción , el Vesubio  habia estado dormido durante siglos y habia viñedos adornando sus solanas. Sin embargo el 24 de agosto la tranquilidad acabó y, en menos de 24 horas, La ciudad de Pompeya (cerca de Nápoles) y más de 2000 de sus 20.000 habitantes desaparecieron. algunos quedaron sepultados  debajo de una capa de pumita de casi 3 metros  de grosor, mientras que otros quedaron enterrados por una capa de cenizas solidificadas. Permanecieron así durante casi diecisiete siglos, hasta que se excavo parcialmente la ciudad, dando a los arqueólogos una imagen magnificamente detallada de la vida en la Antigua Roma.

Conciliando los registros históricos con los estudios científicos detallados de la región, los vulcanólogos han recompuesto la cronología  de la destrucción de Pompeya. Es muy probable  que la erupción empezara con descargas de vapor la mañana del 24 de agosto. A primera horas de la tarde las ceniza  finas y los fragmentos de pumita formaron una nube eruptiva alta  que emanaba de Vesuvio. Poco después, los derrubios de esta nube empezaron  a caer sobre Pompeya, situada a 9 kms viento a favor del volcán. Sin duda, muchas personas huyeron durante esta primera fase de la erupción, las personas que vivían  más alejadas de Pompeya se ataron  almohadas a la cabeza  para esquivar los fragmentos que volaban.

La caída de pumita continuó durante varias horas  acumulándose a una velocidad  de 12 a 15 centímetros por hora. La mayoría de los techos de Pompeya acabaron cediendo. Pese a la acumulación de más de 2 metros de pumita, es probable que muchas de las personas que no habían salido de Pompeya  estuvieran vivas todavia la mañana del 25 de Agosto. Entonces de repente y de una manera inesperada, una oleada de polvo y gas ardientes descendió con rapidez  por los flancos del Vesuvio. Se calcula que esta oleada mató  a 2.000 personas que de alguna manera habán conseguido  sobrevivir  a la caida de pumita. Los derrubios que volaban podían haber matado  a algunas personas, pero la mayoría  murió de asfixia como consecuencia de la inhalación  de gases cargados de cenizas. Sus restos quedaron rápidamente enterrados por las ceniza que caía, que la lluvia cimentó en una masa dura antes de que sus cuerpos tuvieran tiempo de descomponerse. La posterior descomposición  de los cuerpos produjo cavidades en la ceniza solidificada que reproducían exactamente la forma de los cuerpos sepultados, conservando  incluso las expresiones faciales en algunos casos. Los excavadores del siglo XIX encontraron estas cavidades y crearon moldes  de los cadáveres echando escayola en los huecos. Algunos de los moldes de escayolas muestran víctimas que intentan  que intentan cubrirse las bocas en un esfuerzo por tomar  lo que sería su último aliento.

En la actualidad los viulcanólogos piensan que varias coladas  destructivas de gas caliente y asfixiante cargado de cenizas invadieron los campos de los alrededores del Vesuvio. Los esqueletos excavados de la población cercana de Herculano indican que la mayoría de sus habitantes murieron probablemente  a causa de estas coladas. Además, es probable  que muchos de los que huyeron de Pompeya toparan con destino parecido. Se calcula que 16.000 personas puderon haber muerto en este acontecimiento trágico e inesperado.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Nubes Ardientes: Una colada piroclástica Mortal.

Aunque La destrucción de Pompeya fue catastrófica, las coladas piroclásticas , constituidos por gases  calientes infundido con ceniza y fragmentos rocososos  más grandes incandescentes pueden ser incluso  más devastadores. Los flujos calientes más destructivos, llamados  nubes ardientes ( y también  denominados avalanchas incandescentes), son capaces de correr por las empinadas laderas volcánicas incandescentes a velocidades que pueden aproximarse a los 200 km/hora (Figura VOLCAN-11).

La parte basal de una nube ardiente próxima al suelo es rica en matería particulada suspendida en chorros de gases  que circulan  a través de la nube. Algunos de estos gases han escapado de fragmentos volcánicos recien explusados. Además, el aire que es alcanzado y atrapado poruna nube ardiente que avanza puede calentarse  los suficiente como para transmitir  capacidad de flotación  al material particulado de la nube ardiente. Por tanto, estas corrientes, que pueden incluir fragmentos de roca más grandes  además de las cenizas, viajan pendiente abajo en un medio casi carente de fricción. Esto puede explicar por qué  algunos depósitos de nubes ardientes se extienden  a lo largo de más de 100 kilómetros  desde su origen.

La fuerza de la gravedad es la fuerza que hace que estos flujos más pesados que el aire desciendan de una manera muy parecida a un alud de nieve. Algunas coladas piroclasticas  aparecen cuando una erupción potente  expulsa lateralmente material piroclastico de la ladera de un volcán. Probablemente con más frecuencia las nubes ardientes se forman a partir  del colapso  de columnas eruptivas altas que se forman encima  de un volcán  durante un acontecimiento explosivo. Una vez la gravedad supera el impulso ascendente inicial proporcionado por los gases que escapan, los materiales expulsados empiezan a caer. Cantidades masivas de bloques incandescentes, cenizas y fragmentos de pumita que caen sobre el área de la cima empiezan a caer en cascada, vertiente bajo por la influencia de la gravedad. Se ha observado que los fragmentos mayores descienden los flancos de un cono botando, mientras que los materiales más pequeños viajan rapidamente como una nube con forma de lengua en expansión.

 

La Destrucción de San Pedro

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Lahares: Corrientes de barro en conos activos e inactivos

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Otras formas volcánicas

Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

La estructura volcánica más obvia es el cono. Pero hay también otros relieve distintivos de la actividad volcánica.

Calderas

Las calderas (caldaria = cazo) son grandes depresiones de colapso con una forma más o menos circular. Sus diámetros supera el kilómetro y muchas tienen un diámetros de de decenas de kilómetros. (las drepresiones con menos de un kilómetro de diámetro se llaman calderas de hundimiento ). La mayoría de calderas se forman por uno de los procesos siguientes: (1) El hundimiento de la cima de un volcán compuesto después de una erupción explosiva de fragmentos de pumita rica en sílice y cenizas; (2) el hundimiento de la parte superior de un volcán en escudo provocado por un drenaje subterráneo desde una cámara magmática central y. (3) el hundimiento de una gran área, independiente de cualquier estructura volcánica preexistente, provocado por la descarga de volúmenes colosales de pumita rica en sílice y cenizas a lo largo de fracturas en anillo.

Calderas de tipo Crater lake. El Cráter lake, Oregón, se encuentra en una caldera con un diámetro máximo de 10 kilómetros y 1.175 metros de profundidad. Esta caldera se formó ha hace unos 7000 años, cuando un cono compuesto, que después se llamo cono manzama, expulsó de una manera violenta entre 50 y 70 kilómetros cúbicos de material piroclastico (figura VOLCAN-13). Con la pérdida de soporte, se hundieron 1500 metros de la cima de este cono, que habia sido prominente. Después del hundimiento, el agua de la lluvia llenó la caldera. La actividad volcánica posterior construyó un pequeño cono de cenizas en el lago. En la actualidad, este cono, llamado Wizard Island, representa un recuerdo modo de la actividad del pasado.

Calderas de tipo Hawaiano. Aunque la mayoría de las calderas se produce por hundimiento después de una erupción explosiva, algunas no se crean así. Por ejemplo los volcanes en escudo activos de Hawaii, el Manuna Loa y el Kilauea, tienen grandes calderas en sus cimas. La del Kilauea mide 3,3 kilómetros por 4,4 kilómetros y 1tiene 150 metros de profundidad. Cada caldera se formó por subsidencia gradual de la cima conforme el magma drenaba de una manera lenta y lateralmente desde la cámara magmática central hacia una zona de fisuras, produciendo a menudo erupciones laterales.

Figura VOLCAN-13. Secuencia de acontecimientos que formaron el Cráter Lake, Oregón. Hace alrededor de 7000 años, una violenta erupción vació parcialmente la cámara magmática causando el hundimiento de la cima del primitivo Monte Manzama. La lluvia y el agua subterránea contribuyeron a formar eñ Cráter Lake, el lago más profundo de estados Unidos. Las erupciones subsiguientes produjeron el cono de cenizas denominado Isla Wizard (De H. Williams, The ancient Volcanoes of Oregon.).

 

Calderas de tipo Yellowstone Aunque la erupción de 1980 del volcán Santa Elena fue espectacular, palidece en comparación con lo que ocurrió hace 630.000 años en la región que ahoraa ocupa el Yellowstone National Park

Allí, se expulsaron alrededor de 1000 kilómetros cúbicos de material piroclástico, que acabaron produciendo una caldera de 70 kilómetros de diámetro. Este acontecimiento provocó lluvias de cenizas que llegaron hasta el golfo de México. Son vestigios de esta actividad los numérosos géiseres y las aguas termales de la región.

A diferencia de las calderas asociadas, estas depresiones son tan grandes y poco definidas que muchas permanecieron sin detectar hasta que se dispuso de imágenes aéreas, o de satélite, de gran calidad. Unas de ellas, la caldera LaGarita , situada en las Montañas de San Juan del Sur de Colorado, tiene una anchura de 32 kiómetros y una longitud de 80 kilómetros. Pese a las modernas técnicas cartográficas, todavía se desconoce el perfil completo de esta estructura.

La formación de una gran caldera de tipo Yellowstone empieza cuando un cuerpo magmático rico en sílice(riolitico) se sitúa cerca de la superficie , empujando hacia arriba las rocas suprayacentes. A continuación se desarrollan fracturas de anillo en el techo, abriendo una vía hacia la superficie para el magma rico en gas y muy viscoso. Esto da inicio a una erupción explosiva de proporciones colosales que expulsa grandes volúmenes ( que normalmente superan los 100 kilómetros cúbicos) de material piroclásticos, principalmente en forma de cenizas y fragmentos de pumita. Normalmente estos materiales forman una colada piroclastica que se extiende a través del paisaje a velocidades que pueden superar los 100 kilómetros por hora destruyendo los seres vivos que se encentran a su paso. Después de detenerse, los fragmentos calientes de de cenizas y pumita se funden, formando una toba soldada muy parecida a una colada de lava solidificada. Por último, con la pérdida de apoyo, el techo de la cámara magmática se hunde, generando una grana caldera.

Otros rasgos distintivos asociados con la mayoría de las grandes calderas es un lento levantamiento, o resurgencia, del suelo de la caldera después de una fase eruptiva. Por tanto, estas estructuras consisten en una depresión grande, más o menos circular con una región central elevada. La mayoría de las grandes calderas exhiben una historia compleja. En la región de Yellowstone, por ejemplo, han tenido lugar tres episodios de formación de calderas durante los últimos 2,1 millones de años. El más reciente de estos acontecimientos fue seguido por efusiones episódicas de lvas riolíticas y basálticas. Las pruebas geológicas sugieren que todavía existe un depósito de magma debajo de Yellowstone; por tanto, es posible otra erupción formadora de calderas, pero no es inminente.

 

Las calderas del tipo localizado en la llanura de Yellowsotone del noroeste de Wyoming son las estructuras volcánicas más grandes de la tierra. Algunos geólogos han comparado su fuerza destructiva con la del impacto de un asteroide pequeño. Por fortuna, en tiempos históricos no se ha producido ninguna erupción de este tipo. Otrosejemplos de grandes calderas en Estados Unidos son la caldera de Long Valley de California y Los Valles Caldera localizados al oeste de los Alamos, Nuevo México.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Erupciones Fisurales y Llanuras de Lava.

Pensemos en las erupciones volcánicas como constructoras de conos o escudos a partir de una chimenea central. Pero, lejos de esto, el mayor volumen de material volcánico es extruido por fracturas de la corteza denominados fisuras (fisura = separación ). En vez de construir un cono, estas grietas, largas y estrechas, permiten la salida de lavas basálticaa de baja viscosidad, tipo hawaiiano que recubren amplias áreas.

Las extensa llanura de Columbia, en el noroeste de Estados Unidos, se formó de esta manera (Figura VOLCAN-14). Aquí, numerosas erupciones fisurales expulsaron lava basáltica muy líquida (figura VOLCAN-15). Coladas sucesivas, algunas de hasta 50 metros de espesor, enterraron el relieve previo conforme iban construyendo una llanura de lava (plateau) que tiene casi kilómetros y medio de grosor. La naturaleza fluida de la lava es evidente, ya que parte de la lava permaneció fundida durante el tiempo suficiente para recorrer 150 kilómetros desde su origen. La expresión basalto de inundación (flood basats) describe de manera apropiada estas coladas. Las acumulaciones masivas de lava basáltica, parecidas a las de la llanura de Columbia, se producen en todo el mundo. Una de las más grandes es la meseta de Deccan, una gruesa secuencia de coladas basálticas llanas que cubren cerca de 500,000 kilómetros cuadrados al oeste de la India Central. Cuando se formó la meseta de Deccan hace unos 66 millones de años, se expulsaron casi 2 millones de kilómetros cúbicos de lava en menos de un millón de años. Otro gran depósito de basaltos de inundación, llamado la llanura Ontong Java, se encuentra en el fondo océano Pacífico. Mas adelante

Figura VOLCAN-14. Áreas volcánicas que forman la llanura de Columbia en el Pacífico noroccindental. Los basaltos de río Columbia cubren un área de casi 200.000 kilómetros cuadrados.

La actividad empezó aquí hacen unos 17 millones de años conforme la lava salió de grandes fisuras, acabando por producir una llanura basáltica (plateau) con un grosor medio de más de un kilómetro. ( Tomado de U.S. Geological Survey).

Figura VOLCAN-15. Cuando el volcán Santa Elena hizo erupción el 18 de Mayo de 1980, se emitiron grandes cantidades de cenizas volcánicas en la atmósfera. Esta imagen de satelite se tomó menos de ocho horas después de la erupción. La nube de cenizas ya se había extendido hasta el oeste de Montana. Las cenizas volcánicas tienen un impacto a largo plazo en el clima global porque se depositan con rapidez. Un factor más importante que afecta al clima es la cantidad del gas dioxido de azufre enitido durante una erupción ( foto cortesía del National Environmental Satelite Service.).

 

Islandia, que está localizada a horcajadas de la dorsal centroatlántica, ha experimentado erupciones fisurales de manera regular. Las erupciones más grandes de Islandia ocurridas en tiempos históricos tuvieron lugar en 1783 y se denominaron las erupciones laki. Una fractura de 25 kilómetros de largo generó más de veinte chimeneas que expulsaron inicialmente gases sulfurosos y depósitos de ceniza que dieron lugar a diversos conos de ceniza pequeños. Esta actividad fue seguida de enormes flujos de lava basáltica muy fluida. El volumen total de lava expulsada por las erupciones laki fue superior a 12 kilómetros cúbicos. Los gases volcánicos redujeron el crecimiento de las praderas y mataron directamente a la mayor parte del ganado islandés. La hambrusa subsiguiente causó 10.000 muertos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Domos de Lava

Al contrario de las lavas máficas, las lavas ricas en sílice, próximas al extremo félsico (riolitico) del espectro composicional, son tan viscosas que apenas fluyen. Conforme la lava es extruida fuera de la chimenea, puede producir una masa en forma de domo con paredes empinadas de lava solidificada denominada domo de lava.

Los domos de la lava caracterizan los últimos estadios de actividad de conos compuestos maduros principalmente andesíticos (véase Recuadro  VOLCAN-B). Estas estructuras rioliticas se forman en el cráter de la cima y conforme se forman estructuras parásitas en los flancos de estos conos después de una erupción explosiva de un magma rico en gases. Esto viene ilustrado por el domo volcánico que sigue desde la chimenea que produjo la erupción del volcán Santa Elena en 1980. Aunque la mayoría de los domos volcánicos se forman en asociación con conos compuestos preexistente o volcanes en escudo, algunos se forman de manera independiente, como la línea de domos rioliticos y de obsidiana ne los cráteres Mono de California.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Chimeneas y pitones volcánicos

La mayoría de los volcanes se alimentan de magma a través de cortos conductos, denominados chimeneas, que conectan la cámara magmática con la superficie. En raras circunstancias, las chimeneas pueden extenderse como tubería hasta profundidades que superan los 200 kilómetros. Cuando esto ocurre, los magmas ultramáficos que migran hacia arriba por estas estructuras producen rocas que se consideran muestras del manto que han experimentado muy pocas alteraciones durante su ascenso.

Los geólogos consideran estos conductos extraordinariamente profundos como al interior de la Tierra, ya que nos permiten ver rocas que normalmente se encuentran sólo a gran profundidad.

Las chimeneas volcánicas mejor conocidas son las estructuras sudafricanas cargadas de diamante. Aquí las rocas que rellenan las chimeneas se originaron a profundidades de al menos 150 kilómetros, donde la presión es lo bastante elevada como para generar diamantes y otros minerales de alta presión. La tarea de transportar magma esencialmente inalterado ( junto con inclusiones de diamante) a través de 150 kilómetros de roca sólida es excepcional. Este hecho explica la escasez de los diamantes naturales.

 

Los volcanes situados en los continentes están siendo continuamente rebajados por la meteorización y la erosión. Los conos de ceniza son fácilmente erosionables, porque están compuestos de materiales no consolidados. Sin embargo, todos los volcanes acabarán por sucumbir a la erosión implacable a lo largo del tiempo geológico. Conforme progresa la erosión , la roca que ocupa la chimenea volcánica es a menudo más resistente y puede permanecer en pie sobre el terreno circundante mucho tiempo después de que el cono haya desaparecido. Shiprock, Nuevo México, es una estructura de este tipo y se denomina pitón volcánico. Esta estructura, más alta que muchos rascacielos, no es sino una de las formas de relieve que se alzan visiblemente en los rojos paisajes deserticos del sudoeste americano.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Actividad ígnea Intrusiva

Las erupciones volcánicas pueden encontrarse entre los acontencimientos mas violentos y espectaculares de la naturaleza y, por consiguiente, son dignos de un estudio detallado, pero la mayor parte de los magmas se emplazan en profundidad. Por tanto, el conocimiento de la actividad ígnea intrusiva es tan importante para los geólogos como el estudio de los acontecimientos volcánicos.

Las estructuras que son consecuencia de la ubicación del material ígneo en profundidad se denominan plutones, nombre que deben a plutón, el dios del mundo subterráneo según la mitología clásica. Dado que todos los plutones se forman fuera de la vista debajo de la superficie terrestre, solo pueden estudiarse después de ascender y de que la erosión los haya dejado expuestos. El reto reside en reconstruir los acontecimientos que generan esas estructuras hace millones o incluso centenares de millones de años.

Por claridad, hemos separado la explicación del vulcanismo y de la actividad plutónica. Debe tenerse en cuenta, sin embargo , que esos diversos procesos ocurren de manera simultánea e implican básicamente los mismos materiales.

Naturaleza de los Plutones

Se sabe que los plutones aparecen en una gran variedad de tamaño y formas. Algunos de los tipos más comunes se ilustran en la figura VOLCAN-16. Obsérvese que alguna de esas estructuras tienen una forma tabular, mientras que otros son bastante masivos. Obsérvese también que algunos de estos cuerpos atraviesan estructuras existentes, como capas de rocas sedimentarias; otros se forman cuando se inyecta el magma entre las capas sedimentarias. Debido a estas diferencias, los cuerpos ígneos intrusitos se clasifican generalmente según su forma como tabulares (tabula = mesa) o masivos y por su orientación con respecto a la roca caja. Se dice que los plutones son discordantes (discordare= no concordar) si atraviesan las estructuras las estructuras existentes y concordantes ( concordare = concordar ) si se forman en paralelo a estructuras como los estratos sedimentarios. Como puede verse en la figura VOLCAN-16A. los plutones están muy relacionados con la actividad volcánica. Muchos de los mayores cuerpos intrusitos son los restos de cámaras magmáticas que en el pasado alimentaron volcanes.

Figura VOLCAN-16. ilustraciones que muestran las estructuras ígneas básicas.

A. Este corte muestra la relación entre el vulcanismo y la actividad ígnea intrusiva.

B. Esta vista ilustra las estructuras ígneas intrusivas básicas, algunas de las cuales han aflorado debido a la erosión mucho tiempo después de su   formación.

C. Después de millones de años de elevación y erosión aflora en la superficie un batolito.

 


 

Diques

Los diques son cuerpos tabulares discordantes producidos cuando el magma se inyecta en fracturas. La fuerza ejercida durante la inyección del magma puede ser lo bastante grande como para separar aún más las paredes de la fractura. Una vez cristalizadas, estas estructuras laminares tienen grosores que oscilan desde menos de un centímetro hasta más de un kilómetro. Los mayores tienen longitudes de varios centenares de kilómetros. La mayoría de los diques, sin embargo, tienen un grosor de unos pocos metros y se extienden lateralmente no más de unos pocos kilómetros.

Los diques suelen encontrarse en grupos que actuaron como los caminos verticales que seguía la roca fundida que alimentó las antiguas coladas de lava. El plutón progenitor no suele ser visible. Algunos diques se disponen en forma radial, como los radios de una rueda, desde un pitón volcánico erosionado. En estos casos, se supone que el ascenso activo del magma generó fisuras en el cono volcánico del cual fluyó la lava.

Los diques suelen meteorizarse más lentamente que las rocas circundantes. Cuando afloran como consecuencia de la erosión, los diques tienen el aspecto de una pared, como se muestra en la figura VOLCAN-17.

Figura VOLCAN-17. la estructura vertical del fondo es un dique, que es más resistente a la meteorización que la roca circundantes. Este dique se encuentra al oeste de Granby, Colorado, cerca del arapaho National Forest. ( Foto de R. Jay Fleisher.).

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Sills y Lacolitos

Los sills y los lacolitos son plutones concordante que se forman cuando el magma intruye en un ambiente cercano a la superficie. Tienen formas distintas y suelen tener una composición diferente.

Sills. Los sills son plutones tabulares formados cuando el magma es inyectado a lo largo de superficies de estratificación (figura VOLCAN-18). Los sills con disposición horizontal son los más comunes, aunque se sabe ahora que existe todo tipo de orientaciones, incluso verticales. Debido a su grosor relativamente uniforme y a su gran extensión lateral, los Sills son probalemente el producto de lavas muy fluidas. Los magmas tienen un bajo contenido de sílice son más fluidos , por eso la mayoría de los sills está compuesta por basaltos.

El emplazamiento de un sill exige que la roca sedimentaria situada encima de él sea levantada hasta una altura equivalente al grosor de la masa intrusiva. Aunque esto es una tarea formidable, en ambientes superficiales a menudo requiere menos energía que la necesaria para forzar el ascenso del magma a la distancia que falta hasta alcanzar la superficie. Por consiguiente, los Sills se forman sólo a poca profundidad, donde la precisión ejercida por el peso de las capas de rocas situadas encima es pequeña. Aunque los sills se introducen entre capas, pueden ser localmente discordantes. Los grandes sills atraviesan con frecuencia las capas sedimentarias y retoman su naturaleza concordante en un nivel más alto.

Figura VOLCAN-18. Cañon del río SALT, Arizona. La banda oscura y esencialmente horizontal es un sill de composición basáltica que intruyó en las capas horizontales de roca sedimentaria. (Foto de E. J. Tarbuck).

 

Uno de los Sills mayores y más estudiado de Estados Unidos es el sill de Palisades que aflora a lo largo de 80 kilómetros en el margen occidental del río Hudson, en el sureste de Nueva York y el Noreste de Nueva Jersey; este sill tiene un grosor de unos 300 metros. Dada su naturaleza resistente, el sill de Palisades constituye un imponente resalte que pueda verse con facilidad desde el lado opuesto del Hudson.

En muchos aspectos, los sills se parecen mucho a las coladas de lavas enterradas. Las dos son tabulares y a menudo mestran disyunción columnar. Las diaclasas columnares se forman conforme las rocas ígneas se enfrían y desarrollan fracturas de contracción que producen columnas alargadas parecidas a pilares. Además, dado que los sills se forman en general en ambientes próximos a la superficie y pueden tener sólo unos pocos metros de grosor, el magma emplazado se enfría a menudo con la suficiente rapidez como para generar una textura afanítica.

Cuando intenta reconstruir la historia geologica de una región, resulta importante diferenciar entre silla colada de lavas enterradas. Por fortuna , al estudiarse de cerca , estos dos fenómenos son fáciles de distiguir . la porción superior de una colada de lava enterrada suele contener huecos producidos por las burbujas de gas que escaparon. Además, sólo las rocas situadas debajo de la colada muestran signos de metamorfismo. Los sills, por otro lado, se forman cuando el magma es introducido de forma forzada entre capas sedimentarias. Por tanto, sólo en los sills puede encontrarse fragmentos de las rocas situadas encima. Las coladas de lava, por el contrario, son extruidas antes de que se depositen los estratos superiores. Además, las zonas metamorfizadas por encima y debajo de la roca son típicas de los sills.

Lacolitos. Los lacolitos son similares a los sills porque se forman cuando el magma se introduce entre placas sedimentarias en un ambiente próximo a la superficie. Sin embargo, el magma menos fluido se acumula formando una masa lenticular que deforma los estratos superiores (véase figura VOLCAN-16). Por consiguiente, un lacolito puede detectarse a veces por el bulto en forma de domo que crea en la superficie.

Los lacolitos más grandes probablemente no superan unos pocos kilómetros de anchura. Las montañas Henry del sureste de UTA están compuestas en su mayor parte por varios lacolitos que, según se cree, fueron alimentados por un cuerpo magmático mucho mayor emplazado en sus proximidades.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Batolitos

Con mucho, los cuerpos ígneos intrusivos mayores son los batolitos (bathos=profundidad; lithos=piedra ). La mayor parte de las veces, los batolitos aparecen en grupos que forman estructuras lineales de varios centenares de kilómetros de longitud y de hasta 100 kilómetros de anchura como se muestra en la figura VOLCAN-19. El batolito Idaho, por ejemplo, abarca un área de más de 40.000 kilómetros cuadrados y está formado por muchos plutones. Pruebas indirectas recogidas de estudios gravitacionales indican que los batolitos son también muy gruesos, extendiéndose posiblemente docenas de kilómetros en la corteza.

 

Por definición, un cuerpo plutónico debe tener una extensión de afloramiento mayor de 100 kilometros cuadrados para que se le considere un batolito. Plutones más pequeños de este tipo se denominan Stocks. Muchos Stocks parecen ser porciones de batolitos que todavía no afloran.

Figura VOLCAN-19. Batolitos graníticos localizados a lo largo del margen occidental de Norteamérica. Estos cuerpos alargados y gigantescos consisten en numerosos plutones que fueron emplazados durante los últimos 150 millones de años de la Historia de La Tierra.

 

Los batolitos suelen estar formados por rocas cuya composición química se halla próxima al extremo granítico del espectro, aunque las dioritas también son comunes. Los batolitos más pequeños pueden ser estructuras bastante simples compuestas casi por completo de un tipo de roca. Sin embargo, los estudios de grandes batolitos han demostrado que consisten en varios plutones distintos que intruyeron a lo largo de un período de millones de años. La actividad plutónica que creó el batolito de Sierra Nevada, por ejemplo, se produjo casi continuamente durante un período de 130 millones de años, que finalizó hace unos 80 millones de años, durante el cretácico.

Los batolitos pueden constituir el núcleo de los sistemas montañosos. En este caso, la ascensión y la erosión han eliminado la roca circundante, exponiendo con ello el cuerpo ígneo resistente. Algunos de los picos más altos de Sierra Nevada, como la montaña Whitney, están tallados sobre una masa granítica de este tipo.

 

También aparecen grandes extensiones de roca granítica en los interiores estables de los continentes, como es el escudo canadiense de Norteamérica. Estos afloramientos relativamente planos son los restos de montañas antiguas que han sido niveladas por la erosión hace mucho tiempo. Por tanto, las rocas que constituyen los batolitos de las cadenas montañosas jóvenes, como los de Sierra Nevada, se generaron cerca de la parte superior de una cámara magmática, mientras que en las áreas de escudo, afloran las raíces de lo que antes fueron montañas y, por tanto, las porciones inferiores de los batolitos.

 

Emplazamiento de los batolitos. Un problema interesante al que se enfrentaron los geólogos fue intentar explicar cómo los grandes batolitos graníticos llegaron a residir en el interior de las rocas sedimentarias y metamórficas sólo moderadamente deformadas. ¿ Que les sucedió a las rocas que fueron desplazadas por estas masas ígneas? ¿ Como se abrió paso el cuerpo magmático a través de varios kilómetros de roca sólida?

Sabemos que el magma asciende porque es menos denso que la roca que lo rodea, de una manera muy parecida a como un corcho puesto en la parte inferior de un recipiente con agua se elevará cuando sea liberado. Pero la corteza de la tierra está constituida por roca sólida. No obstante, a profundidades de varios kilómetros, donde la temperatura y la presión son elevadas, incluso la roca sólida se deforma fluyendo. Por tanto, a grandes profundidades, una masa de magma flotante ascendente puede abrirse espacio a la fuerza apartando la roca suprayacente. A medida que el magma sigue ascendiendo, parte de la roca caja que fue empujada a los lados llenará el espacio que el cuerpo magmático va dejando a medida que pasa *.

Conforme un cuerpo magmático se aproxima a la superficie, encuentra rocas relativamente frías y quebradizas que resisten la deformación. El ulterior movimiento ascendente se lleva a cabo por un proceso denominado arranque (stoping). En este proceso, las fracturas que se desarrollan en la roca huésped suprayacente permiten que le magma ascienda y desaloje los bloques de roca. Una vez incorporados en el cuerpo magmatico, estos bloques puedan fundirse, alterando de este modo la composición del cuerpo magmático, que acabará enfriándose lo suficiente como para que el movimiento ascendente cese. La pruebas que respaldan el hecho de que el magma pueda atravesar la roca sólida son las inclusiones denominadas xenolitos (xenos = extraño ; lithos = piedra). Estos remanentes no fundidos de La roca caja se encuentran en las masas ígneas exhumadas por la erosión.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Tectónica de placas y actividad ígnea.

Durante décadas, los geólogos han sabido que la distribución global del vulcanismo no es aleatoria. De .los más de 800’ volcanes activos , que se han identificado, la mayoría se encuentra a lo largo de los márgenes de las cuencas oceánicas y, en particular, dentro del cinturón que rodea el pacífico, conocido con el nombre Anillo de Fuego (Figura VOLCAN-20). Este grupo de volcanes está formado principalmente por conos compuestos que emiten magma rico en volátiles con una composición intermedia (andesítica) que en algunas ocasiones producen erupciones aterradoras.

 

Los volcanes que comprenden un segundo grupo emiten lavas basálticas muy fluidas y se encuentran confinados en las cuencas oceánicas profundas, incluidos ejemplos famosos en Hawaii es Islandia. Además este grupo contiene muchos volcanes submarinos activos que salpican el fondo oceánico; son notables en especial las innumerables pequeñas montañas submarinas que se hallan a lo largo del eje de la dorsal centrooceánica. A estas profundidades, las presiones son tan grandes que el agua marina no hierve de una manera explosiva, ni siquiera en contacto con lavas calientes. Por tanto, el conocimiento de primera mano de estas erupciones es limitado y procede principalmente de los sumergibles de gran profundidad.

Un tercer grupo incluye las estructuras volcánicas que están irregularmente distribuidas en el interior de los continentes. No hay ninguno en Australia ni en los dos tercios orientales de Norteamérica y Suramerica. África destaca porque tiene muchos volcanes potencialmente activos, entre ellos el monte Kilimanjaro, el punto más alto del continente (5895metros). El vulcanismo en los continentes es muy diverso y abarca desde erupciones de lavas basálticas muy fluidas, como lo que generaron la llanura de Columbia, hasta erupciones explosivas de magma riolitico rico en sílice , como ocurrió en Yellowstone.

 

Hasta finales de la década de los sesenta, los geólogos no tenían ninguna explicación para la distribución aparentemente aleatoria de los volcanes continentales ni tampoco podían la cadena casi continua de volcanes que rodea el margen de la cuenca pacífica. Con el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas , la imagen se aclaro mucho. Hay que recordar que el magma más primario (no alterado ) se origina en el manto superior y que el manto es esencialmente sólido, no roca fundida. La conexión básica entre la tectónica de placas y el vulcanismo es que los movimientos de las placas proporcionan los mecanismos por los que las rocas del manto se funden y generan magmas.

Examinaremos tres zonas de actividad ígnea y su relación con el límite de las placas. Estas áreas activas se encuentran (1) a lo largo de los bordes de la placa convergentes , donde las placas se mueve la una hacia la otra y una de ella se hunde por debajo de la otra; (2) a lo largo del borde de la placa divergente, donde las placas se separan la una de la otra y se crea fondo oceánico nuevo, y (3) zonas dentro de las propias placas que no están asociadas con ningún borde de la placa. ( Nótese que en raras ocasiones ocasiones se produce actividad volcánica a lo largo del borde de placa transformantes). Estos tres escenarios volcánicos se describen en la figura VOLCAN-21.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Actividad ígnea en los bordes convergentes de la placa

Figura VOLCAN-20 Localizaciones de algunos de los principales volcanes de la tierra.

Recordemos que en los límites de las placas convergentes, la placa con corteza oceánica se dobla a medida que desciende en le manto, generando una fosa oceánica. Conforme una placa se hunde más en el manto, el aumento de la temperatura y la presión expulsa los volátiles (principalmente H2O) de la corteza oceánica. Estos fluidos móviles migran hacia arriba hacia la pieza del manto en forma de de cuña situada entre la placa en subducción y la placa suprayacente (figura VOLCAN-21A). Una vez la placa que se hunde alcanza una profundidad aproximada de 100 a 150 kilómetros, estos fluidos ricos en agua reducen el punto de fusión de la roca del manto caliente lo suficiente como para provocar algo de fusión. La fusión parcial de la roca del manto (principalmente peridotitas) genera magma con una composición basáltica. Después de haberse acumulado una cantidad suficiente de magma, migra lentamente hacia arriba.

El vulcanismo en un borde de placa convergente tiene como consecuencias el desarrollo de una cadena lineal o ligeramente curvada de volcanes llamada arco volcánico. Estas cadenas volcánicas se desarrollan mas o menos paralelas a la fosa asociada, a distancia de 200 a 300 kilómetros. Los arcos volcánicos pueden construirse en la litosfera oceánica o continental. Los que se desarrollan dentro del océano y crecen lo suficiente como para que sus puntas se eleven encima de la superficie se denominan archipiélagos insulares en la mayoría de Atlas. Los geólogos prefieren el término mas descriptivo arcos de islas volcánicas de este tipo, como las aleutianas. Las Tongas y las Marianas, bordean la cuenca del pacífico occidental.

El primer estadio del vulcanismo del arco insular está comúnmente dominado por la erupción de basaltos fluidos que construyen numerosas estructuras semejantes a escudos en el fondo oceánico. Dado que esta actividad empieza a una gran profundidad, los conos volcánicos deben expulsar una gran cantidad de lava antes que sus cimas se eleven por encima del mar y formen islas. Esta actividad de formación de conos, junto con las intrusiones basálticas masivas así como el magma que se añade a la parte inferior de la corteza del arco. Como consecuencia, una corteza comparativamente gruesa se extiende por debajo de los arcos volcánicos maduros e impide el flujo ascendente de los basaltos derivados del manto. A su vez, esto da tiempo para que suceda la diferenciación magmática, en la que los minerales pesados ricos en hierro cristalizan y se asientan, dejando el fundido enriquecido en el sílice. Por consiguiente, conforme el arco madura , los magmas que alcanzan la superficie tienden a expulsar andesitas ricas en sílice e inclusos algunas riolitas. Además, la diferenciación magmática tiende a concentrar los volátiles (agua) disponibles en los componentes más ricos en sílice de estos magmas. Puesto que emiten magma viscoso rico en volátiles, en general los volcanes de los arcos insulares tienen erupciones explosivas.

 

También, puede producirse vulcanismo donde las placas de la litosfera oceánica son subducidas bajo la litosfera continental y producen un arco volcánico continental (Figura VOLCAN-21C). Los mecanismo que generan estos magmas derivados del manto son una esencia los mismos que actúan en los arcos insulares. La principal diferencia es que la corteza continental es mucho más gruesa y está compuesta por rocas con un contenido más elevado de sílice que la corteza oceánica. Por tanto, mediante la asimilación de las rocas ricas en sílice de la corteza, más la larga diferenciación magmática , un magma derivado del manto puede experimentar una gran evolución a medida que asciende a través de la corteza continental. En otras palabras, los magmas primarios generados en le manto pueden pasar de ser un magma basáltico fluido comparativamente seco a ser un magma viscoso andesitico o riolitico con una elevada concentración de volátiles conforme asciende a través de la corteza continental. La cadena volcánica de los andes que se encuentra a lo largo de la superficie occidental de Sudamérica, es quizás el mejor ejemplo de un arco volcánico continental.

Puesto que la cuenca del Pacífico está rodeada básicamente por límites de placas convergentes ( zonas de subducción asociada), es fácil ver por qué el cinturón irregular de volcanes explosivos que llamamos Anillo de Fuego se formó en esta región. Los volcanes de la cordillera Cascade, al noroeste de Estados Unidos, que incluye el Monte Hood , el monte Rainier y el Monte Shasta, forma parte de este grupo. (Figura VOLCAN-22).

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Actividad ígnea en los bordes de placas divergentes

El mayor volumen de magma ( quizás el 60 por ciento de la emisión anual total de la tierra) se produce a lo largo del sistema de dorsales oceánicas en asociación con la expansión del fondo oceánico ( Figura VOLCAN-21D). Aquí, debajo del eje de la dorsal , donde las placas litosféricas están siendo continuamente apartadas, el manto sólido aunque móvil responde a la disminución de la sobrecarga y asciende hasta rellenar la hendidura. A medida que la roca asciende , experimenta una disminución de la presión de confinamiento y se funde sin la adición de calor. Este proceso, llamado fusión por descompresión, es el proceso más común por el que se funden las rocas del manto.

 

La fusión parcial de la roca del manto en los centros de expansión produce magma basáltico con una composición sorprendentemente parecida a la del magma generado en los bordes de placa convergentes. Dado que este magma basáltico recién formado es menos denso que la roca del manto de la que deriva, asciende a una velocidad mayor del manto.

Alrededor del 10 por ciento de este magma, que se acumula en depósitos situados justo debajo de la cresta de la dorsal, acaba migrando hacia arriba a lo largo de las fisuras y es expulsado en forma de coladas sobre el fondo oceánico. Esta actividad añade continuamente roca basáltica nueva a los márgenes de las placas y los suelda temporalmente , tan sólo para volver a separarlos conforme la expansión continúa. A lo largo de algunas dorsales, la expulsión de lavas almohadilladas bulbosas construye numerosas montañas submarinas pequeñas. En otros lugares, las lavas emitidas producen coladas fluidas que crean una topografía más tenue.

Figura VOLCAN-21. Tres zonas de Vulcanismo. Dos de estas zonas son límites de placas, y la tercera intraplaca.

Figura VOLCAN-22.Conforme una `placa oceánica desciende hacia el manto, el agua y otros volátiles son expulsados de las rocas de la corteza en subducción. Estos volátiles reducen la temperatura de fusión de la roca del manto lo suficiente como para generar fundido.

 

Aunque la mayor parte de los centros de expansión están situados a lo largo del eje de una dorsal oceánica, algunos no lo están. En particular, el rift del este de África es un lugar donde la litosfera continental se está separando y forma un rift continental (figura VOLCAN-21F), Aquí, la fusión por descompresión genera el magma de la misma manera en la que éste se produce a lo largo del sistema de dorsales oceánicas. Las enormes emisiones de lavas basálticas fluidas son habituales en esta región. El rift del este de África también contiene algunos conos compuestos grandes, como ejemplifica el Monte Kilimanjaro. Como los conos compuestos que se forman a lo largo de los bordes de placas convergentes , estos volcanes se forman cuando los basaltos derivados del manto evolucionan hacia un magma andesitico rico en volátiles conforme migran hacia arriba a través de las rocas gruesas ricas en sílice del continente.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Actividad ígnea intraplaca

 

Sabemos por qué la actividad ígnea se inicia a lo largo de los límites de placa, pero ¿ Porque se producen erupciones en medio de las placas ? Ell Kilauea de Hawaii se considera el volcán más activo del mundo, aunque esta situada a miles de kilómetros del límite de placas más cercano, en medio de la enorme placa pacífica (figura VOLCAN-21B). otros puntos de vulcanismo intraplaca (que significa dentro de la placa) son las islas Canarias, Yellowstone y varios centros volcánicos que se encuentran en el desierto de Sahara, en Äfrica septentrional.

 

Ahora reconocemos que la mayor parte de vulcanismo intraplaca ocurre donde una masa de material en el manto mas caliente de lo normal denominada pluma del manto asciende hacia la superficie (Figura VOLCAN-23). Aunque la profundidad a la que se originan las plumas del manto (al menos algunas ) es todavía objeto de un debate encendido, parece que muchas se forman en las profundidades del interior de la tierra, en el límite núcleo-manto. Estas plumas de roca del manto sólida pero móvil ascienden hacia la superficie de una manera parecida a burbujas que se forman dentro de una lámpara de la ……………………….revisar este otro no se entiende bien

Lampara, el líquido más denso de la parte inferior se aumenta su capacidad de flotación y forma burbujas que ascienden hacia la parte superior.) Como las burbujas de la lámpara de lava, una pluma del manto tiene una cabeza bulbosa que conforme asciende deja debajo de sí un tallo estrecho. Un vez la cabeza de la pluma se aproxima a la parte superior del manto, la fusión por descompresión genera magma basáltico que puede acabar provocando vulcanismo en la superficie. El resultado es una región volcánica localizada a unos pocos centenares de kilómetros de diámetro denominada punto caliente (Figura VOLCAN-23). Se han identificado más de 40 puntos calientes y la mayoría ha perdurado millones de años. La superficie de tierra que rodea los puntos calientes suele estar elevada, lo cual demuestra que una pluma de material caliente de baja densidad la empuja. Además, midiendo el flujo de calor de estas regiones, los geólogos han determinado que el manto que se extiende por debajo de los puntos calientes debe ser de 100 a 150 º C más caliente que el normal.

 

La actividad volcánica en la isla de Hawaii, con sus emisiones de lava basáltica, es consecuencia, con toda seguridad, del volcanismo de puntos calientes. En los lugares donde ha persistido una pluma del manto durante largos períodos, se puede formar una cadena de estructuras volcánicas conforme la placa suprayacente se mueve por encima de ésta. En la Isla de Hawaii, la actividad del punto caliente se centra actualmente en el Kilauea. No obstante, durante los últimos 80 millones de años, la misma pluma del manto generó una cadena de islas ( y montes submarino ) de origen volcánico que se extienden a lo largo de miles de kilómetros desde la isla de Hawaii en dirección noroeste a través del Pacífico.

También se cree que las plumas del manto son responsables de las enormes emisiones de lava basáltica que crean grandes llanuras de basalto, como la llanura de Columbia, en el noroeste de Estados Unidos, la meseta Deccan, en India y la llanura Ontong Java, en el Pacífico Occidental (Figura VOLCAN-24). La explicación más ampliamente aceptada para estas erupciones , que emiten volúmenes extremadamente grandes de magma basáltico durante intervalos relativamente cortos de tiempo, involucra una pluma con una cabeza de tamaño considerable. Estas grandes estructuras pueden tener cabezas con un diámetro de centenares de kilómetros conectadas a un tallo largo y estrecho que asciende desde el límite núcleo-manto (Figura VOLCAN-23). Tras alcanzar la base de la litosfera, se calcula que la temperatura del material de la pluma es de 200 a 300 º C mas caliente que la roca del alrededor. Por tanto, se funde hasta el 10 o el 20 por ciento del material de manto que constituye la cabeza de la pluma. Esta fusión es la que provoca las emisiones voluminosas de lava y forma una gran llanura de Basalto en cuestión de más o menos un millón de años (Figura VOLCAN-23). Hay pruebas sustanciales que respaldan la idea de que las emisiones masivas de lava asociada a una superpluma liberaron grandes cantidades de dióxido de carbono en la atmósfera, que, a su vez, pudieron alterar de una manera significativa el clima del período Cretácico (Véase Recuadro VOLCAN-03). la fase eruptiva inicial, comparativamente corta, va seguida de decenas de millones de años de actividad menos voluminosa, a medida que el tallo de la pluma asciende lentamente hacia la superficie. Por tanto, alejándose de las provincias de basaltos de inundación más grandes hay una cadena de estructuras volcánicas parecida a la cadena hawaiiana, que acaba sobre un punto caliente activo que marca la posición actual del tallo de la pluma.

Según el conocimiento actual, parece que el vulcanismo de puntos calientes, con sus plumas del manto asociadas, es responsable de la mayor parte del vulcanismo intraplaca. Sin embargo, hay algunas regiones volcánicas muy dispersas situadas lejos de cualquier límite de placa que no están relacionadas con puntos calientes. Se encuentran ejemplos conocidos en la provincia de la cuenca y la cordillera al oeste de Estados Unidos y al noroeste de México

Figura VOLCAN-23 Modelo de una pluma del manto y vulcanismo de puntos calientes asociados.

 

A. Una pluma del manto ascendente con una cabeza bulbosa grande y un tallo pequeño.

B. La fusión por descompresión rápida de la cabeza de una pluma del manto produce grandes emisiones de basalto

C. La actividad menos voluminosa causada por el tallo de la pluma produce una cadena volcánica lineal en el fondo oceánico.

 

Figura VOLCAN-24. Distribución global de las provincias de basaltos de inundación (en negro) y puntos calientes asociados (puntos rojos). Las líneas discontinuas rojas son rastros de puntos calientes, que aparecen como líneas de estructuras volcánicas en el fondo oceánico. Las mesetas de Keweenawan y de Siberia se formaron en rifts continentales fallados donde el grosor de la corteza habías disminuido mucho. Si existe una conexión entre los basaltos del río columbia y el punto caliente de Yellowstone. es una cuestión que todavía se investiga.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

¿ Pueden los Volcanes cambiar el clima terrestre?

Un ejemplo de la interacción entre las distintas partes del sistema terrestre es la relación entre la actividad volcánica y los cambios climáticos. Sabemos que los cambios en la composición de la atmósfera pueden tener un impacto importante en el clima. Además, sabemos que las erupciones volcánicas pueden emitir grandes cantidades de gases y partículas en la atmósfera y alterar la composición (véase recuadro VOLCAN-03). Así, ¿ las erupciones volcánicas influyen en realidad en el clima terrestre ?

La idea de que las erupciones volcánicas explosivas modifican el clima de la tierra fue propuesta por primera vez hace muchos años. Todavía se considera una explicación plausible para algunos aspectos de la variabilidad climática. Las erupciones explosivas emiten a la atmósfera enormes cantidades de gases y fragmentos de grano fino (figura VOLCAN-25). Las erupciones más grandes son suficientemente potentes como para inyectar material en las zonas altas de la estratosfera ( una capa atmósferica que se extiende entre las alturas aproximadas de 10 a 50 kilómetros), desde donde se expanden alrededor del globo terráqueo y donde permanecen durante meses o incluso años.

La premisa básica

La premisa básica es que este material volcánico en suspensión filtrará una porción de la radiación solar incidente, y esto a su vez , reducirá las temperaturas de la capa inferior de la atmósfera (esta capa, llamada troposfera se extiende desde la superficie terrestre hasta una altura de unos 10 kilómetros.

Hace mas de 200 años, Benjamín Franklin utilizó esta idea para argumentar que el material procedente de la erupción de un gran volcán islandés podría haber reflejado la luz solar al espacio y, por tanto podría haber sido responsable del invierno extraordinariamente frío del 1783- 1784.

Quizás el período frío más notable relacionado con un acontecimiento volcánico sea el que siguió a la erupción del monte Tambora en Indonesia en 1815. la erupción del Tambora es la mayor de los tiempos modernos. Entre el 7 y el 12 de abril de 1815, este volcán de casi 4000 metros de altura, expulsó con violencia más de 100 kilómetros cúbicos de derrubios volcánicos. Se cree que el impacto de los aerosoles volcánicos en el clima se extendió en el hemisferio norte. Desde mayo hasta septiembre de 1816, una serie de rachas de frío sin precedentes afectó el noreste de Estados Unidos y las porciones adyacentes de Canadá. Hubo copiosas nevadas en junio y heladas en julio y agosto. También se experimento un frío extraordinario en gran parte de la Europa occidental. Efectos parecidos, aunque aparentemente menos dramáticos, se asociaron con otros grandes volcanes explosivos, entre ellos el Krakatos de Indonesia en 1883.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Tres ejemplos modernos

Tres acontecimientos volcánicos importantes han proporcionado datos considerables y conocimientos relativos al impacto de los volcanes sobre temperaturas globales. Las erupciones del volcán Santa Elena del estado de Washington en 1980, el volcán mexicano el chinchón en 1982 y el volcán pinatubo de las Filipinas en 1991 han dado a los científicos una oportunidad de estudiar los efectos atmosféricos de las erupciones volcánicas con la ayuda de tecnología más sofisticada de la que se disponía en el pasado. Las imágenes de satélite y los instrumentos de recepción a distancia permitieron a los científicos controlar de cerca los efectos de las nubes de gases y cenizas que estos volcanes emitían.

Figura VOLCAN-25. El monte Etna, un volcán de la isla de Sicilia, erupción a fines de octubre de 2002, El Etna es el mayor volcán y el más activo de Europa.

A. Esta imagen de la sonda atmosférica por infrarrojos en el satélite AQUA de la Nasa muestra la pluma de dióxido de azufre (SO2) sombreada con los colores morado y negro. El clima puede quedar afectado cuando se inyectan grandes cantidades de SO2 en la atmósfera.

B. Esta foto del monte Etna en dirección sureste fue tomada por un miembro de la estación Espacial Internacional, muestra una pluma de cenizas volcánicas alejándose del volcán en dirección sureste. (Imágenes cortesía de la NASA)

 

Monte Santa Elena. Cuando el Monte Santa Elena hizo erupción, hubo una especulación inmediata sobre los posibles efectos en nuestro clima ¿ Podría una erupción de este tipo cambiar en nuestro clima ? , sin duda la gran cantidad de ceniza volcánica emitida por la erupción explosiva tuvo efectos locales y regionales significativos durante un breve periodo. Sin embargo, los estudios indicaron que cualquier descenso de las temperaturas hemisfericas a más largo plazo era insignificante. El enfriamiento fue tan tenue, probablemente inferior a 0,1 º C, que no se podía distinguir de otras fluctuaciones térmicas naturales.

EL Chinchon Los controles y estudios realizados …… años después de la erupción del EL Chinchón en 1982 indicaron que su efecto de enfriamiento de la temperatura media global era mayor que el del monte Santa Elena, en orden de 0,3 a 0,5 ºC. La erupción del Chinchón fue menos explosiva que la del Monte Santa Elena ; por tanto ¿ Por qué tuvo un mayor efecto en las temperaturas globales? El motivo es que el material emitido por el monte Santa Elena era en gran medida ceniza fina que se depositó en un tiempo relativamente corto. Por otro lado, Chinchón emitió cantidades mucho mayores del gas dióxido de azufre unas 40 veces mas ) que el monte Santa Elena. Este gas se combina con el vapor de agua de la estratosfera y forma una nube densa de pequeñas partículas de ácido sulfurico. Las partículas aerosoles, se asientan por completo al cabo de varios años. Disminuyen temperatura media de la troposfera porque reflejan la radicación solar hacia el espacio.

Ahora sabemos que las nubes volcánicas que permanecen en la estratosfera durante un año o más están formadas en gran parte por gotitas de ácido sulfúrico y no por polvo, como se pensaba antes. Por tanto, el volumen de los derrubios finos emitidos durante un acontecimiento explosivo no es un criterio preciso para predecir los efectos atmosférico globales de una erupción.

Monte Pinatubo El volcán de las filipinas, Pinatubo, hizo erupción explosiva en junio de 1991, inyectando de 25 a 30 millones de toneladas de dióxido de azufre en la estratosfera. El acontecimiento proporcionó a los científicos la oportunidad de estudiar el impacto climático de una gran erupción volcánica explosiva utilizando el Herat Radiation Budget Experiment de la NASA llevado a cabo en el espacio. Durante el año siguiente, la bruma de los diminutos aerosoles aumento el porcentaje de luz reflejada por la atmósfera y, por tanto, redujo las temperaturas globales en 0,5 ºC.

Puede ser cierto que el impacto de erupciones como la de el Chinchón y el monte Pinatubo sobre la temperatura global sea relativamente pequeño, pero muchos científicos coinciden en que el enfriamiento producido podría alterar el esquema general de la circulación atmosférica durante un período de tiempo limitado. A su vez, un cambio de este tipo podría influir en el tiempo en algunas regiones. Predecir o incluso identificar los efectos regionales específicos todavía representa un reto considerable para los científicos que estudian la atmósfera.

Los ejemplos anteriores ilustran que el impacto de una única erupción volcánica sobre el clima, con independencia de su dimensión, es relativamente pequeño y tiene una duración corta. Por consiguiente, para que el vulcanismo tenga un impacto pronunciado durante un período prolongado, deben tener lugar muchas erupciones grandes y muy próximas en le tiempo. Si eso ocurre, la estratosfera pordría cargarse con la cantidad de dioxido de azufre y de polvo volcánico suficiente como para disminuir seriamente  la cantidad de radiación solar que llegue a la superficie.

 

 

 

 

 

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