La Historia del Vulcanismo

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Vulcanismo, fenómeno que consiste en la salida desde el interior de la Tierra hacia el exterior de rocas fundidas o magma, acompañada de emisión a la atmósfera de gases. El estudio de estos fenómenos y de las estructuras, depósitos y formas que crea es el objeto de la vulcanología.

El magma y los gases rompen las zonas más débiles de la corteza externa de la Tierra o litosfera para llegar a la superficie. Estas debilidades se encuentran sobre todo a lo largo de los límites entre placas tectónicas, que es donde se concentra la mayor parte del vulcanismo. Cuando el magma y los gases alcanzan la superficie a través de las chimeneas o fisuras de la corteza, forman estructuras geológicas llamadas volcanes, de los que hay varios tipos. La imagen clásica del volcán, ejemplificada por el monte Fuji Yama de Japón o por el monte Mayon de Filipinas, es una estructura cónica con un orificio (cráter) en la cima del que emiten (si está activo) cenizas, vapor, gases, roca fundida y fragmentos sólidos, con frecuencia de manera explosiva. Pero en realidad, esta clase de volcanes, aunque no son infrecuentes, suponen menos del 1% de toda la actividad volcánica terrestre.

Al menos el 80% del vulcanismo se concentra en las largas fisuras verticales de la corteza terrestre. Este vulcanismo de fisura ocurre sobre todo en los bordes constructivos de las placas en que está dividida la litosfera. Tales bordes constructivos están marcados por cadenas montañosas oceánicas (dorsales oceánicas) en las que se crea continuamente nueva corteza a medida que las placas se separan. De hecho, es el magma ascendente enfriado producido por el vulcanismo de fisura el que forma el nuevo fondo oceánico. Por tanto, la mayor parte de la actividad volcánica permanece oculta bajo los mares.

Materiales volcánicos

Por debajo de casi todos los volcanes activos o potencialmente activos hay una cámara magmática llena de roca fundida. El magma que contiene surgió probablemente de la astenosfera, la capa móvil situada inmediatamente por debajo de la litosfera. Esta cámara es una `parada intermedia’ en el camino hacia la superficie. Cuando el magma surge puede brotar en forma líquida, sólida o gaseosa.

Casi todos los magmas contienen gases disueltos, como dióxido de carbono y de azufre, que se liberan a consecuencia de la brusca reducción de presión que experimenta el magma cuando asciende hacia la superficie. La liberación puede ser muy repentina y adquirir fuerza explosiva suficiente para impulsar el magma y lanzarlo hacia la atmósfera en forma de tefra o piroclastos y materiales fundidos o semifundidos que se enfrían en mayor o menor grado a medida que caen de nuevo al suelo. El tamaño de las partículas que componen la tefra es muy variable, y comprende desde el polvo muy fino y las cenizas, que el viento puede arrastrar a distancias enormes, hasta peñascos de 100 toneladas. Las erupciones muy violentas pueden lanzar estas rocas a distancias de varios kilómetros de la chimenea. En las no tan violentas, los fragmentos de material volcánico no se lanzan hacia arriba, sino que, mezclados con los gases ardientes en combinación mortífera, fluyen pegados al suelo en forma de nube ardiente que quema y destruye cuanto encuentra a su paso.

Algunos volcanes no experimentan nunca episodios explosivos y la lava fluye de ellos y se extiende por el terreno con suavidad. Estas erupciones las causa un magma basáltico muy fluido que contiene poca cantidad de sílice y de gases. Se asocian con el vulcanismo fisural y con los volcanes escudo, como los de Hawaii. Cuanto más sílice contiene el magma, tanto más viscoso es. A los gases les resulta más difícil escapar de esta lava pastosa, por lo que el aumento de la viscosidad se suele asociar con erupciones más explosivas.

Tipos de erupciones

Cualquier volcán puede mantenerse varios días en erupción, pero algunos tipos tienden a asociarse con volcanes determinados. Este hecho se refleja en la clasificación de las erupciones volcánicas, que atribuye a cada categoría el nombre de un volcán representativo. Las erupciones fisurales y de escudo suelen clasificarse como islándicas y hawaianas, respectivamente. Las más explosivas se categorizan, en una escala de viscosidad creciente del magma, como estrombolianas, vulcanianas (del monte Vulcano, en las islas Lípari, Italia), vesuvianas, plinianas y peleanas (del Mont Pelée de la Martinica). Las erupciones vesuvianas, plinianas (una forma más violenta de las vesuvianas) y peleanas son las de carácter más paroxismal y en todas ellas se expulsan grandes cantidades de cenizas y bloques de lava. Las peleanas en particular se asocian con la emisión de nubes ardientes. La erupción del Mont Pelée el 8 de mayo de 1902 destruyó la ciudad de Saint-Pierre y causó la muerte a unas 30.000 personas, casi todas abrasadas por la nube ardiente o asfixiadas.

Las erupciones más violentas se asocian con los bordes destructivos de las placas. Las dos mayores erupciones de la historia —las del Krakatoa y el Tambora— se produjeron en la confluencia de las placas asiática y australiana. Tambora, en la costa norte de la isla de Sumbawa, entró en erupción en 1815; el cono saltó por los aires y el volcán causó la muerte a unos 50.000 isleños. La isla volcánica de Krakatoa, situada entre Java y Sumatra, en Indonesia, entró en erupción en 1883 y quedaron destruidas las dos terceras partes de su superficie. Las olas provocadas por la explosión causaron la muerte de decenas de miles de personas en todo el Sureste asiático. El ruido se escuchó a una distancia de más de 4.830 km, y los millones de toneladas de cenizas proyectadas a la atmósfera provocaron espectaculares puestas de sol en todo el mundo durante más de un año.

En contraste con las erupciones explosivas, que han causado la muerte a muchos miles de personas a lo largo de la historia, las islándicas y hawaianas y, en cierto modo, las estrombolianas, casi nunca son peligrosas. La lava fluye a veces muy deprisa, pero por lo general da tiempo a evitarla, aunque sí resultan destruidos edificios y cultivos. En ocasiones se ha logrado desviar el río de lava de algún edificio abriendo trincheras, levantando muros o mediante voladuras, pero estos métodos no suelen ser completamente satisfactorios.

Depósitos volcánicos

El magma suele brotar de la tierra a temperaturas entre 800 y 1.200 ºC y se enfría a medida que fluye; la lava se solidifica desde fuera hacia adentro hasta endurecerse por completo en forma de colada. La forma y la textura superficial de la colada depende en gran medida de la viscosidad del magma. Se distinguen tres tipos básicos, llamados pahoehoe, aa o malpaís y en bloques.

El tipo pahoehoe deriva de un magma muy fluido y móvil. Cuando llega al suelo, forma rápidamente una película superficial delgada y plástica que es arrastrada por la lava fundida que continúa fluyendo bajo ella y que la arrolla en formas similares a cordones. El malpaís procede de lavas menos móviles que se recubren de una capa espesa y dura al enfriar. Esta capa se fragmenta bajo el empuje de la lava fundida y deja una superficie caótica y muy áspera. La lava en bloques también se fragmenta, pero presenta una superficie más lisa. No todos los gases disueltos en el magma escapan a la atmósfera durante la erupción; parte queda atrapada en cavidades llamadas burbujas, que pueden persistir incluso después de que el magma se haya solidificado. La piedra pómez es una lava llena de pequeñas burbujas que la hacen muy ligera, lo suficiente para flotar en el agua.

Por último, la tefra puede fundirse al caer al suelo y formar lo que se llama toba. También el material arrastrado por las nubes ardientes se puede consolidar y formar ignimbritas. Tobas e ignimbritas son, por tanto, rocas compuestas formadas por la consolidación de materiales eruptivos o piroclastos.

Formas ígneas

Las rocas formadas a partir del magma enfriado y solidificado se llaman ígneas. Todas las coladas de lava solidificadas son rocas ígneas, pero no las únicas. Parte del magma no llega a la superficie, sino que llena cavidades subterráneas naturales o rompe las rocas que encuentra a su paso y abre sus propios cauces. A veces está tan caliente que funde y moviliza parte de las rocas del terreno que atraviesa.

El magma que penetra en los huecos subsuperficiales solidifica en forma de intrusiones, a veces muy grandes. Se llama filón-capa a una intrusión plana horizontal dispuesta entre capas de roca estratificada. Son ejemplos los Salisbury Crags de Edimburgo, en Escocia, y el filón Palisades, a lo largo de la orilla occidental del río Hudson, cerca de Nueva York. El lacolito también se forma entre estratos rocosos cuando la presión del magma empuja los superiores hacia arriba y forma una cúpula central, lo que da a la intrusión un perfil de lenteja o de seta. Se llama lopolito a una intrusión de forma de plato que se produce cuando el magma penetra en estratos rocosos plegados. Los facolitos tienen un perfil de plato invertido.

Cuando un volcán se extingue o queda dormido, el magma de la chimenea se solidifica y forma una clavija volcánica. Si la erosión destruye todo el cono, la clavija queda expuesta y se transforma en un accidente muy visible del paisaje. El castillo de Edimburgo, en Escocia, está construido sobre una de estas clavijas volcánicas. Cuando la erupción se produce a través de una fisura en lugar de por medio de una chimenea cilíndrica, el magma solidificado forma láminas verticales de intrusión llamadas diques. El ejemplo más espectacular de esta formación es probablemente el Gran Dique de Zimbabwe, muy rico en minerales, que atraviesa el centro del país de norte (unos 480 km).

Puntos calientes

Casi toda la actividad volcánica se concentra a lo largo de los límites entre placas tectónicas, que son las líneas más débiles de la litosfera. Pero a veces se producen fenómenos volcánicos lejos de estos bordes por razones que unas veces están claras y otras no tanto. Hay volcanes en la proximidad del Rift Valley, en África oriental, por ejemplo, muy en particular el Kilimanjaro. Es comprensible, porque este valle corresponde a una línea de fractura por la que el continente se está rompiendo, y es de esperar que en el futuro aflore aún mayor cantidad de magma.

Pero la presencia de 10.000 volcanes o más en el fondo del océano Pacífico ha desafiado durante mucho tiempo a cualquier explicación. Casi todas estas montañas marinas, pero no todas, están ahora extinguidas. La inmensa mayoría parecen repartidas al azar en el fondo del océano, pero otras forman cadenas lineales claras, como la dorsal Hawaiana. Ahora se ha explicado su presencia lejos de los bordes de las placas. Dentro del manto terrestre hay delgadas cámaras verticales de magma caliente que probablemente han surgido del núcleo y quedan fijas en su posición a medida que las placas tectónicas se desplazan. Estas cámaras crean puntos calientes en la litosfera situada sobre ellas, que es donde se produce la actividad volcánica. Estas regiones de vulcanismo se mueven junto con las placas. El punto de Hawaii, por ejemplo, se encuentra ahora en el extremo de la cadena marcado por este archipiélago, y ha dejado un rastro de islas volcánicas que son tanto más viejas cuanto más lejos están de aquél.

Pero no todos los puntos calientes volcánicos obedecen a la presencia de cámaras de magma bajo la corteza oceánica. El Parque nacional Yellowstone, en Estados Unidos, es un ejemplo de punto caliente continental. Actualmente no hay erupciones en esa zona, pero sí abundante calor que produce agua caliente y activa los chorros de líquido ardiente llamados géiseres.

El peligro de los volcanes

En el mundo hay muchos millones de personas expuestas al riesgo de erupciones volcánicas, en especial explosivas. Algunas de estas personas viven en las propias laderas de los volcanes. ¿Por qué viven en un lugar tan peligroso? La razón principal es que los suelos formados por degradación de los productos volcánicos de erupciones anteriores son muy fértiles y, por tanto, siempre han atraído a la población. Muchas zonas expuestas al riesgo de erupciones son también centros antiguos de civilización y siguen siendo áreas densamente pobladas. Por tanto, los volcanes seguirán cobrando su tributo, como el Pinatubo en 1991. Esta montaña, situada al norte de Manila, en Filipinas, entró en erupción en junio de ese año y lanzó millones de toneladas de cenizas que, combinadas con la lluvia tropical, provocaron enormes avalanchas de fango. Se ha estimado que murieron 550 personas y 650.000 perdieron su medio de vida. Esta erupción recuerda además lo peligroso que es dar por supuesto que un volcán está inactivo o apagado. El Pinatubo llevaba más de 600 años sin dar señales de vida. Más de tres millones de personas siguen viviendo en la zona de Nápoles, a pesar de que se sabe con seguridad que el Vesubio volverá a entrar en erupción repentinamente. El último episodio de importancia se registró en 1906, pero a mediados de la década de 1990 hubo indicios de que está volviendo a despertarse.

Fumarola, emisión de vapor de agua y otros gases que se produce en los volcanes una vez que ha terminado la fase de mayor actividad de la erupción.

Estas emisiones pueden producirse por el cráter principal del volcán o por cualquier fisura del edificio volcánico. Las fumarolas se clasifican atendiendo a la composición de los gases emitidos, y se nombran haciendo referencia a los más abundantes. Así, las fumarolas cloruradas tienen sobre todo cloruros, las ácidas, ácido clorhídrico (véase Cloruro de hidrógeno), y las solfaratas, sulfuros. Estas fumarolas emiten sus gases a temperaturas superiores a los 100 ºC, por lo que suele estar presente el vapor de agua.

Las caldas, fuentes hipógenas o fuentes termales también pueden estar relacionadas con procesos volcánicos póstumos. Los géiseres son un tipo de fuente termal en el que el agua aparece a intervalos en forma de surtidor. La columna de vapor puede alcanzar, en algunos géiseres, hasta 100 m de altura.

Géiser, manantial caliente que surge de forma intermitente y con una fuerza considerable como una columna de vapor y de agua caliente. Algunos géiseres hacen erupción a intervalos fijos, pero la mayoría son irregulares, con intermedios que pueden durar desde minutos hasta años. La duración de la erupción es distinta para cada géiser, puede ser de segundos o de horas. La altura de la columna varía entre 1 m y unos 100 m, y la cantidad de agua expulsada en una erupción puede ser desde unos pocos litros hasta cientos de miles.

Un géiser hace erupción cuando la base de una columna de agua, que reposa sobre la tierra, se evapora por el contacto con una roca volcánica caliente. El sobrecalentamiento causa el aumento de la presión del agua, la cual, cuando supera los 100 ºC de temperatura, se transforma repentinamente en vapor y provoca la emisión brusca del agua situada en la parte superior de la columna. Después de la expulsión, fluye agua más fría por la chimenea del géiser y el proceso vuelve a empezar. La fuerza con la que el agua es expulsada depende de su profundidad, ya que el peso de la columna aumenta con la profundidad y de él depende la presión ejercida sobre la base.

Casi todos los géiseres conocidos están situados en Nueva Zelanda, Islandia, Japón, Chile y Estados Unidos. El más famoso es el Old Faithfulen el Parque Nacional de Yellowstone en Wyoming, Estados Unidos, que expulsa entre 38.000 y 45.000 litros de agua en cada erupción; éstas se producen a intervalos de 37 a 93 minutos y sus columnas se elevan a alturas de entre 38 y 52 metros. Las erupciones están precedidas por chorros de agua con alturas que oscilan entre los 3 y los 8 metros.

Los intervalos entre las erupciones dependen de variables como el aporte de calor, la cantidad y la velocidad de afluencia del agua que hay por debajo de la superficie terrestre, la naturaleza del tubo del géiser y las conexiones subterráneas.

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Egresado de Ingeniería Civil en la Universidad Privada Antenor Orrego , con conocimientos en los software de SAP2000 , Civil 3D , AutoCAD, Revit , Risa 3D.
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