© Mario Izquierdo
Se entiende por vulcanismo al fenómeno de llegada de un magma a la superficie terrestre. Su frecuencia es elevada, del orden de 20 erupciones por año. La distribución es amplia, pero restringida a ciertas zonas: zonas de contacto entre placas y fallas profundas.
· Area de subducción: Cinturón de Fuego del Pacífico; Cinturón del Mediterráneo y Cinturón Malayo-Indonesio
· Area de dorsal: Pacífica, Atlántica e India.
· Islas oceánicas: Hawai y Canarias.
· Areas de intraplaca continental: Camerún, Macizo Central Francés, Paraná y Karoo (s. Africa)
La clasificación se realiza en base a criterios mineralógicos y químicos.
En función del contenido de SiO2, tenemos el diagrama TAS, basado en la relación:
Na2O + K2O -------> SiO2
Así, se distinguen las series, dispuestas en orden ascendente, según el contenido de SiO2:
Para que un magma pueda ascender hasta la superficie es necesario un conducto apropiado. Estos conductos, son fracturas que se producen gracias a la existencia de esfuerzos tensionales en la base de la litosfera y se continúan y ensanchan debido a la fuerza ascensional del propio magma.
El ascenso del magma a través de un conducto viene condicionado por una serie de factores:
· Efectos de la diferencia de presión y temperatura respecto a la rocas que atraviesa. El magma tiende a moverse desde zonas de mayor presión de confinamiento (zona de generación del magma), a la de menor presión (superficie).
La densidad del magma es inferior a la del manto superior y a la de la corteza inferior. Por lo tanto, tenderá a ascender a zonas donde las rocas presentan una densidad igual, corteza superior y superficie.
· Efecto de la viscosidad. La viscosidad condiciona la fluidez del magma y por tanto su capacidad de movimiento y ascenso. La viscosidad de un magma disminuye con:
· Contenido de volátiles. Los magmas pueden disolver cantidades variables de H2O, CO2, SO2, CO, SH2 e H2. La solubilidad de estos gases en el magma depende de la composición, la temperatura y sobre todo la presión.
En el ascenso, la presión a la que está sometido el magma disminuye, lo que implica que la solubilidad de los gases en el magma sea menor, formándose así una fracción volátil que hace que aumente la viscosidad del mismo, limitando su capacidad de ascenso y aumentando la explosividad de la erupción.
La explosividad de una erupción depende, fundamentalmente, de la viscosidad y el contenido de la fracción volátil del magma.
· Efecto de la temperatura. La temperatura del magma, condiciona, como ya se ha dicho, su viscosidad y la solubilidad de los gases, por tanto, su capacidad de ascenso.
Los magmas de mayor temperatura, son magmas más básicos, ascendiendo y extruyendo a mayor temperatura. Por ejemplo, un magma básico con una temperatura de entre 1200°C a 1300°C es manos viscoso que un ácido generado entre 700°C y 900°C.
Se distinguen dos tipos fundamentales:
Las lavas son el producto de la extrusión de una magma. Se trata de un material masivo, con vacuolas y fases minerales dentro de una matriz, más o menos cristalizadas. Este tipo es propio de magmas con baja viscosidad y un contenido en volátiles también bajo.
Los piroclastos son materiales fragmentados producto de la erupción. Están compuestos por cristales individuales, fragmentos de roca o lava, fragmentos de cristales, etc. que son lanzados al aire durante la erupción.
Los piroclastos se forman cuando los gases, al escapar violentamente, en la parte superior de la chimenea o el conducto volcánico, fragmentan el material fluido lanzándolo a gran altura.
La mayor parte de los piroclastos caen cerca de la boca eruptiva donde se acumulan y forman el cono volcánico. Otros fragmentos caen en zonas más alejadas, formando capas extensas, cada una de las cuales corresponde a una fase explosiva. En muchas regiones estas capas adquieren el carácter de "nivel guía".
Se clasifican según el tamaño, forma y composición. Así tenemos:
Los productos piroclásticos proceden de magmas que poseen una viscosidad alta y un alto contenido en volátiles.
El material magmático fluido que alcanza la superficie y se derrama sobre la misma formando coladas, contiene todavía una importante cantidad de gases, que junto con la temperatura y la composición química del magma, influirán en el grado de viscosidad de la colada y por tanto en su velocidad, dimensiones y estructura.
La viscosidad aumenta al desgasificarse y enfriarse paulatinamente la colada en su avance. Las coladas más viscosas (generalmente de composición ácida) son potentes y de escaso recorrido, en cambio las más fluidas, que son básicas, recorren largas distancias a gran velocidad.
Los rasgos estructurales de las coladas se relacionan con su proceso de enfriamiento, al que se debe básicamente la formación de grietas y cinturones de tracción y la existencia de los siguientes tipos de lavas:
Domos
El extremo de viscosidad del magma, en cuanto a formas constructivas se refiere, viene representado por los domos volcánicos, en los que el magma se acumula sobre el mismo punto de alimentación, formando una cúpula o aguja.
Se distinguen dos tipos de domos:
Lavas submarinas
Dado que a cierta profundidad en el mar, la presión hidrostática ejercida por el agua del mar es mayor que la de volátiles del magma, no se produce una devolatilización del mismo, por ello no son erupciones explosivas.
La parte de la colada que está en contacto con el agua se enfría rápidamente formando un vidrio, aún plástico. Al continuar fluyendo el magma se forman unas protuberancias en la parte inferior y superior de las mismas, que pueden separarse y rodar a favor de la pendiente acumulándose y originando así las lavas almohadilladas o pillow-lavas.
Como consecuencia del gradiente térmico de en enfriamiento de las lavas almohadilladas, presentan una zonación concéntrica, donde varía el grado de cristalinidad de la roca, desde el núcleo que es más cristalino al borde que es vítreo. Esta zonación, da lugar a fracturas radiales de tracción, típicas de lavas.
Rocas piroclásticas
Se generan en magmas muy viscosos con alto contenido en volátiles. Al ascender estos magmas a zonas menos profundas, se produce una disminución de la presión, y como consecuencia de ello, una rápida exolución de la fase gaseosa, después una expansión de gases, a continuación una vesiculación y finalmente se produce el mecanismo explosivo.
Atendiendo a la condición de estos productos piroclásticos se pueden formar:
· Las depresiones en el centro o en la cima de un edificio volcánico pueden ser:
· Edificios volcánicos. Se forman por la acumulación, en distintas proporciones, de lavas, piroclastos y algunas intrusiones filonianas.
· Mesetas basálticas o de plateaux. Son acumulaciones de lavas planares de gran extensión, formadas a partir de erupciones fisurales de magma poco viscoso: basaltos toleíticos, alcalinos, nefelínicos y riolíticos.
Existe una escasez de productos piroclásticos. Aparecen algunos "sills" (son cuerpos de diques formados por la intrusión de magma según planos de estratificación) y enjambres de diques, como por ejemplo, los Basaltos del Río Columbia o la Meseta del Deccan y Karoo.
· Volcanes en escudo. Son formas cónicas de pendientes suaves, producidas fundamentalmente por lavas que se acumulan alrededor de un centro eruptivo. Estas construcciones son propias de magmas basálticos, con escasez de productos piroclásticos, como es el caso de los volcanes de Hawaii.
· Estratovolcanes o volcanes compuestos. Se trata de formas cónicas truncadas en su cima por un cráter de gran pendiente, y con complejas estructuras resultado de la acumulación alternante de flujos lávicos, material piroclástico, diques, sills, etc.
Aparecen conos de menor tamaño en las laderas, denominados conos adventicios, que son consecuencia de la existencia de conductos de emisión secundarios.
Estos edificios, son el producto de emisiones volcánicas, donde se produce una alternancia de períodos donde existe una actividad explosiva importante, con otros de tranquilidad evidenciados por andesitas y dacitas.
· Volcanes formados por depósitos laminares piroclásticos. Son grandes áreas de terreno cubiertas, sobre todo, por depósitos piroclásticos: láminas de ignimbritas de composición riolítica, cenizas, piroclastos de caída y pequeñas coladas de barro.
Aparecen asociadas a calderas, domos y pitones (elevaciones topográficas resultantes de la erosión de un edificio volcánico, y esta derivación, es el vestigio de un antiguo conducto de emisión). Los magmas son muy viscosos y de naturaleza ácida.
Se diferencian las siguientes zonas:
Vulcanismo producido en las dorsales. Se trata de zonas de generación de corteza. En estas zonas se aprecia la secuencia toleítica, con basaltos de bajo contenido en K2O y TiO2, asicomo rocas básicas, ultrabásicas e intermedias. La procedencia es mantélica.
El vulcanismo en islas oceánicas que aparecen en mitad del océano y que no forman arco-islas. Pueden encontrarse encima de la dorsal (Islandia) o alejadas de la misma (Azores, Canarias, Cabo Verde o Hawai).
En Islandia, aparece la serie toleítica, basaltos y en menor proporción rocas intermedias y ácidas. El contenido en K2O es mayor que las series toleíticas de la dorsal oceánica.
Las islas oceánicas que se encuentran alejadas de la dorsal, pudieron en un tiempo pertenecer a ella, o estas asociadas a fallas transformantes o en puntos calientes. En estas islas pueden aparecer rocas de las series toleíticas, alcalina y fuertemente alcalina.
Dentro de este tipo, aparecen los Guyots, que son elevaciones submarinas de forma cónica truncada y que corresponden a islas posteriormente sumergidas.
Vulcanismo en arco-isla y margenes continentales activos. Son áreas asociadas a zonas de subducción. Dentro de esta clase tenemos:
Vulcanismo en placas continentales. Se diferencian dos grandes tipos:
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