Volcanología Global

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

FACULTAD DE INGENIERÍA

ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

VOLCANOLOGIA

TEMA: VOLCANISMO GLOBAL

Docente: Ing. Jorge Mantilla Faichín

Presentado por:

Bazán Sotomayor, Juan Carlos

Chacón Díaz, Irwin Jonathan

Guevara Bustamante, Erick Richard

Huaripata Sagón, Miguel Orlando

Murga López, Miguel Ángel

Rodríguez Sánchez, Richard Alexis

Soto León, Karina Lissette

Zavaleta Paredes, Anthony Wilson

Cajamarca 26 de septiembre de 2014

Dedico este trabajo a la Escuela Profesional de

Ingeniería Geológica quien me ha acogido en

sus claustros y ha sido clave en mi formación

académica y personal.

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA INGENIERÍA GEOLÓGICA

VOLCANOLOGÍA

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TABLA DE CONTENIDOS

INTRODUCCIÓN ......................................................................................................................... 7

OBJETIVOS .................................................................................................................................. 8

VOLCANISMO GLOBAL ............................................................................................................ 9

1. LOS VOLCANES .................................................................................................................. 9

1.1. ¿QUÉ ES UN VOLCÁN? ............................................................................................... 9

1.2. GÉNESIS DE LOS MAGMAS ..................................................................................... 10

1.3. ASCENSO DE MAGMAS ........................................................................................... 13

1.3.1. ¿Por qué los magmas ascienden? ........................................................................... 13

1.3.2. ¿Cómo ascienden los magmas? ............................................................................. 14

1.3.3. ¿Qué le pasa al magma durante su ascenso? .......................................................... 15

1.4. LA ACTIVIDAD ERUPTIVA ...................................................................................... 17

1.4.1. Partes de un Volcán .............................................................................................. 18

1.4.2. Unidades de Actividad Eruptiva ............................................................................ 19

1.4.3. ¿Por qué se produce una erupción? ........................................................................ 20

1.4.4. Los volátiles en los magmas .................................................................................. 21

1.4.5. Tipos de actividad eruptiva ................................................................................... 22

1.4.6. Explosiones magmáticas ....................................................................................... 27

1.4.7. Actividad surtseyana ............................................................................................. 28

2. CAUSAS DEL VULCANISMO........................................................................................... 29

2.1. TEORÍAS ANTIGUAS ................................................................................................ 30

Entre las teorías antiguas, hoy obsoletas tenemos: .................................................................... 30

2.1.1. Teoría Hídrica ....................................................................................................... 30

2.1.2. Teoría Tectónica ................................................................................................... 30

2.2. NUEVAS TEORIAS .................................................................................................... 31

2.2.1. Teoría de la expansión de los fondos oceánicos. .................................................... 31


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2.2.2. Teoría de la Tectónica de Placas ............................................................................ 33

2.3. BORDES DE PLACAS ................................................................................................ 34

2.3.1. Bordes de placas convergentes .............................................................................. 34

2.3.2. Bordes de placas divergentes. ................................................................................ 35

2.3.3. Volcanes Intraplaca. .............................................................................................. 36

2.3.4. Zonas de Rifts y Brazos de Rifts............................................................................ 37

2.3.5. Ejemplo: Yellowstone. .......................................................................................... 38

3. VULCANISMO Y SISMICIDAD ........................................................................................ 40

3.1. TIPOS DE SISMOS ..................................................................................................... 41

3.1.1. Sismos tectónicos .................................................................................................. 41

3.1.2. Sismos volcano-tectónicos .................................................................................... 42

3.1.3. Tremor .................................................................................................................. 42

3.2. TAMAÑO DE UN SISMO ........................................................................................... 43

3.3. SEÑALES SÍSMICAS DE VULCANISMO ................................................................. 44

3.4. CLASIFICACIÓN PROPUESTA POR MINAKAMI (1974) ........................................ 46

3.4.1. Señales Tipo-A ..................................................................................................... 46

3.4.2. Señales Tipo-B ..................................................................................................... 46

3.4.3. Señales Tipo-C ..................................................................................................... 47

3.4.4. Señales de Período Largo (LP) ............................................................................. 47

3.4.5. Señales de Explosiones ......................................................................................... 48

3.4.6. Señales de Tremores ............................................................................................. 48

3.5. OTRAS CLASIFICACIONES ...................................................................................... 48

3.5.1. Clasificación de Gil-Cruz y Chouet (1999) ............................................................ 49

3.5.2. Clasificación de Lahr (1994) ................................................................................. 50

3.5.3. Clasificación de Koyanagi (1987)......................................................................... 50

4. IRWINNNN ......................................................................................................................... 51


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CONCLUSIONES ....................................................................................................................... 52

BIBLIOGRAFIA Y LINKOGRAFIA .......................................................................................... 53

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1: Edificio volcánico ........................................................................................................... 9

Figura 2: Sistema volcánico ......................................................................................................... 10

Figura 3: Fusión de las rocas. ....................................................................................................... 11

Figura 4: Tipos de magmas .......................................................................................................... 13

Figura 5: Figura. Ascenso a través de fracturas y ascenso diapírico............................................... 14

Figura 6: Cristalización fraccionada ............................................................................................. 15

Figura 7: Mezcla de magmas ........................................................................................................ 16

Figura 8: Asimilación del encajante.............................................................................................. 16

Figura 9: Actividad eruptiva de un volcán .................................................................................... 17

Figura 10: Partes de un volcán ..................................................................................................... 18

Figura 11: Unidades de actividad eruptiva .................................................................................... 20

Figura 12: Expansión de los gases en un conducto volcánico ........................................................ 21

Figura 13: Expansión de los gases en la cámara magmática .......................................................... 22

Figura 14: Actividad Estromboliana ............................................................................................. 24

Figura 15: Actividad Vulcaniana .................................................................................................. 25

Figura 16: Actividad Pliniana ....................................................................................................... 26

Figura 17: Actividad Hidrotermal ................................................................................................. 27

Figura 18: Explosiones Magmáticas ............................................................................................. 27

Figura 19: Actividad Surtseyana................................................................................................... 29

Figura 20: Placas tectónicas ......................................................................................................... 30

Figura 21: Actividad ígnea. Generación y emplazamiento de magma en relación con los bordes de

placa ............................................................................................................................................ 31

Figura 22: Bordes de placas y situación de los volcanes................................................................ 35

Figura 23:Zonas de rift mayores. Schmincke, 2005. ..................................................................... 37

Figura 24: Modelo de Yellowstone Schmincke, 2005 ................................................................... 39

Figura 25: Zona de Yellowstone, Schmincke 2005 ....................................................................... 39

Figura 26: Tipos de fallas y sismos. A. Los tres principales tipos de fallas, asociados con la

extensión, compresión y movimientos transcurrentes de la corteza de la Tierra. B. Dos tipos de


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sismos importantes. La mayoría de sismos son combinaciones de los dos tipos mostrados

(tectónicos y volcánicos). Un sismo tectónico (movimiento de una falla) da lugar a la formación

simultánea de dos ondas llamadas “P” y “S”. Las ondas “P” viajan siempre más rápido y llegan al

sismómetro antes que las ondas “S”. La diferencia del tiempo de llegada entre las dos ondas permite

estimar la distancia entre la fuente del temblor (una falla) y el sismómetro. Con las medidas

simultáneas de varios sismómetros distribuidos en una región es posible localizar con buena

precisión la fuente del temblor. La duración y la amplitud máxima de la onda registrada por el

sismómetro permiten calcular la magnitud del sismo. El tremor volcánico está formado por

vibraciones más continuas: se ha observado que este tipo de señal sísmica puede durar un tiempo

largo (entre horas y días) durante una erupción. El tremor es producido por el movimiento de

ruidos (magma o gases volcánicos) en los conductos volcánicos; su magnitud en la escala de

Richter es siempre inferior a 3. . (Fuente: Van Wyk de Vries, Benjamín. “Vulcanismo y

Sismicidad). ................................................................................................................................. 43

Figura 27: Magnitud de Richter. La escala de Richter es una medida de la cantidad de

energía liberada por un sismo; se la puede comprender también al compararla con la cantidad de

energía liberada por una determinada masa de TNT durante una explosión. (Fuente: Van Wyk de

Vries, Benjamín. “Vulcanismo y Sismicidad). .............................................................................. 44

Figura 28: Origen de las señales volcánicas (Fuente: Hernando Tavera “Volcanes y Sismicidad en la

Región del volcán Sabancaya – Arequipa). ................................................................................... 45

Figura 29: Clasificación general de los diferentes tipos de señales registradas en volcanes activos, P

y S son las fases sísmicas (Fuente: Minakami 1974). .................................................................... 47

Figura 30: Señal de Glaciar (Fuente: Hernando Tavera “Volcanes y Sismicidad en la Región del

volcán Sabancaya – Arequipa). .................................................................................................... 49


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INTRODUCCIÓN

El vulcanismo es uno de los fenómenos más asombrosos de nuestro planeta. Hoy sabemos que no es

exclusivamente terrestre sino que ocurre y ocurrió en otros cuerpos de nuestro sistema solar. En la

Tierra, el vulcanismo ha sido un fenómeno importante en el desarrollo de la historia humana e

influencia decisiva en sus actividades. Algunos de los asentamientos humanos más antiguos se han

hallado en áreas volcánicas, y sus restos nos muestran el tremendo impacto del vulcanismo en los

mismos. La representación más antigua de una erupción volcánica fue descubierta en Chatal Huyuk,

Turquía, y tiene una edad de alrededor de 8000 años.

Si observamos en un mapa la distribución de los volcanes en nuestro planeta, nos podemos percatar

de que se ubican preferentemente a los largo de ciertas regiones. Es posible explicar los rasgos

generales de dicha distribución de acuerdo con la llamada tectónica de placas.


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OBJETIVOS

OBJETIVO GENERAL

Describir los conceptos básicos del volcanismo global.

OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Definir los conceptos de volcán y magmas.

Describir los tipos de magmas.

Comprender las características y tipos de actividad eruptiva.


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VOLCANISMO GLOBAL

1. LOS VOLCANES

1.1. ¿QUÉ ES UN VOLCÁN?

Figura 1: Edificio volcánico

Un volcán es un punto de la superficie terrestre donde tiene lugar la salida al exterior de

material rocoso fundido (magma) generado en el interior de la Tierra y, ocasionalmente, de

material no magmático. La acumulación de estos productos alrededor del centro emisor

puede dar lugar a relieves positivos con morfologías diversas.

Esta definición nos da una idea clara de que un volcán no es solo una morfología, sino que es

la culminación de un conjunto de procesos geológicos que implican la génesis, el ascenso y la

erupción de magmas.

Un volcán transfiere energía en forma de calor y materia (magma y rocas). El interior de la

Tierra está caliente, y el magma que se forma allí puede alcanzar temperaturas de hasta

1200ºC. Este magma caliente es extraído desde la profundidad y es transferido hacia la

superficie de la Tierra, donde pierde su calor rápidamente al entrar en contacto con la

atmósfera o con los océanos.


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Figura 2: Sistema volcánico

1.2. GÉNESIS DE LOS MAGMAS

Para comprender en forma más adecuada la mecánica y el origen de los materiales

volcánicos, es necesario conocer algunos aspectos referentes al material que provoca la

erupción, material que se conoce con el nombre de magma.

La génesis de magmas es el proceso por el que se produce el paso de fase sólida a fase líquida

de las rocas del manto y la corteza.

Los magmas se forman en el interior de la Tierra, normalmente en la zona del manto

superior, aunque a veces también pueden generarse a menos profundidad, dentro de la

corteza.

La formación de material fundido, es decir, la fusión, obedece a diferentes causas, que

pueden actuar de forma conjunta o aislada: descompresión, incremento de la temperatura

y aumento de la presencia de agua.

El magma se puede generar siempre que se aplique un incremento notable de temperatura a

un cuerpo rocoso inicialmente sólido, o bien cuando una roca inicialmente sometida a


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temperaturas y presiones muy elevadas experimenta una considerable disminución de la

presión. En condiciones constantes de presión y temperatura, la asimilación de agua por parte

de algunos minerales que forman la roca rebaja significativamente su punto de fusión.

Figura 3: Fusión de las rocas.

1.2.1. CLASIFICACIÓN Y TIPOS DE MAGMAS

Para clasificar los magmas se emplean diferentes criterios, siendo el más habitual el que los

diferencia según su origen en:

Magmas primarios: Son los magmas formados directamente por fusión de las rocas

de la corteza o del manto.

Magmas derivados: Son los que resultan de la evolución (cambios) de los magmas

primarios.

Podemos clasificar los magmas primarios atendiendo a la cantidad de sílice en:

Magma ácido o félsico: Es un magma que presenta un alto contenido en sílice (entre

un 60 y 77%). Es rico en iones de sodio y potasio. Es un magma viscoso que suele

consolidar en el interior de la corteza formando granito y riolita. Está asociado a

las zonas de subducción.


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Magma intermedio: Es un magma que posee entre el 50 y 60% de sílice. Es menos

viscoso que el magma félsico. Sus lavas originan rocas como la andesita. Si cristaliza

en el interior de la litosfera forma diorita.

Magma básico o máfico: Es el magma que posee menor proporción de sílice (menos

del 50%). Son ricos en iones de calcio y magnesio. Es un magma fluido que se localiza

en las zonas de dorsal y forma rocas como el basalto y el gabro.

Los magmas en su ascenso experimentan una evolución y rara vez alcanzan la superficie

como magmas primarios. En este caso distinguimos:

Magma toleítico: Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y

30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del

manto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo

para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros. El porcentaje en

sílice (SiO2) en este tipo de magma es del 50%.

Magma Alcalino: Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y

potasio que se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas.

Suele aparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de

entre 30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan

proporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina

basaltos alcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas. Su porcentaje en sílice es menor

del 45%.

Magma Calcoalcalino: Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150 km) de

la corteza oceánica subducida. Son magmas que no ascienden a la superficie por regla

general debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para

su diferenciación. Este magma origina andesitas, riolitas, dioritas y granitos. Su

composición en sílice es del 60%.


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Figura 4: Tipos de magmas

1.3. ASCENSO DE MAGMAS

El magma puede separarse definitivamente de la zona de los volcanes fusión e iniciar el

ascenso hacia zonas más superficiales cuando el volumen de material fundido es

suficientemente grande para superar la presión que ejercen sobre él las rocas que lo rodean.

El ascenso de magmas es el desplazamiento de los materiales fundidos desde las zonas de

origen hasta zonas más superficiales. Depende del volumen de líquido generado inicialmente,

de sus propiedades físicas y de la estructura tectónica de la zona circundante.

En algunos casos, los magmas suben a la superficie terrestre directamente desde la zona de

origen, casi sin detenerse, y en general dan lugar a erupciones únicas de corta duración. Sin

embargo, los magmas a menudo se acumulan en zonas intermedias de a litósfera y forman

cámaras magmáticas (figura 1) donde pueden solidificarse por completo o seguir ascendiendo

hacia el exterior.

1.3.1. ¿Por qué los magmas ascienden?

La razón física para el ascenso de los magmas basálticos desde el manto es su baja densidad

comparada con las rocas que lo rodean (por ejemplo su flotabilidad). Debido a que existe un

límite entre el manto y la corteza definida por un salto en las densidades de 3.3 a 2.8 g/cm3,

conocida como discontinuidad de Mohorovicic o Moho, la flotabilidad positiva de los

magmas basálticos se da en esta zona.

El crecimiento de la corteza por intrusiones de magmas basálticos se denomina “acumulación

infraplaca” o “underplating”. La diferencia de densidad es una condición necesaria pero

insuficiente para el ascenso del magma. Los desencadenamientos dinámicos son probables


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que se vean envueltos en este proceso, especialmente la presión, debido al ascenso de la

pluma mantélica.

1.3.2. ¿Cómo ascienden los magmas?

Las diferencias de presión entre el magma y las rocas que lo rodean, debidas a la menor

densidad del líquido, son las que dan lugar al movimiento ascendente del magma. Los

mecanismos de ascenso pueden ser de dos tipos: diapírico o por abombamiento a través de

fracturas.

Ascenso a través de fracturas Ascenso diapírico

El ascenso a través de fracturas se produce por

la presión que ejerce el magma a medida que

avanza hacia la superficie. El material fundido

abre y ensancha las fisuras, que vuelven a

cerrarse una vez que ha pasado el magma.

El movimiento diapírico consiste en la

ascensión de grandes bolsas de magma

que se desplazan a causa de la fuerza de

flotación. El movimiento de los diapiros

es posible por la relativa plasticidad de

las rocas situadas a mayor profundidad,

que se deforman en contacto con el

magma a alta temperatura.

Figura 5: Figura. Ascenso a través de fracturas y ascenso diapírico

Los magmas generados en el manto superior ascienden inicialmente como diapiros hasta que

llegan a zonas menos profundas, donde continúan a través de fracturas gracias al

comportamiento frágil de las rocas. La gran movilidad de estos magmas, de composiciones

básicas y baja viscosidad, posibilita su circulación a través de fisuras relativamente estrechas.

Los magmas generados en la corteza tienen composiciones más ácidas y, por consiguiente,

una viscosidad elevada. Su reducida movilidad tan solo permite el ascenso a partir de grandes


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diapiros. La circulación de estos magmas a través de fisuras estrechas es muy excepcional y

deben darse unas condiciones estructurales favorables para que pueda producirse. Aunque

también pueden alcanzar la superficie de la Tierra a menudo, las masas de material fundido se

acumulan en el interior de la corteza en forma de cuerpos redondeados conocidos como

plutones. Su posterior solidificación da lugar a las rocas ígneas de tipo plutónico.

1.3.3. ¿Qué le pasa al magma durante su ascenso?

En su recorrido hacia la superficie, el magma se diferencia, esto es, varía de composición.

Los principales mecanismos de diferenciación magmática que se dan durante el ascenso son

tres: cristalización fraccionada, mezcla de magmas y asimilación del encajante. Estos

procesos, que pueden actuar de forma combinada o aislada, dan lugar a un amplio espectro de

composiciones químicas en los magmas resultantes.

Cristalización fraccionada

La presión y la temperatura a las que está sometido el magma suelen disminuir durante

su ascenso. En las nuevas condiciones termodinámicas, los diferentes elementos

químicos del magma se reagrupan y forman estructuras cada vez más estables, que dan

lugar a los primeros núcleos sólidos. Estos núcleos crecen hasta convertirse en cristales

separados del líquido, que tendrá una composición diferente a la del magma primario.

Este proceso puede repetirse varias veces a lo largo de la historia evolutiva del magma.

Así, a partir de un magma inicial se pueden formar diversas rocas (agregados minerales)

y diversos líquidos residuales, todos ellos de composiciones diferentes.

Figura 6: Cristalización fraccionada


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Mezcla de magmas

En el trayecto hacia la superficie, un magma puede mezclarse con otros de

composiciones y propiedades físicas diferentes. El resultado final será un magma con

características distintas a las de los magmas iniciales.

Figura 7: Mezcla de magmas

Asimilación del encajante

En algunos casos, el magma, a altas temperaturas, puede fundir parcialmente las rocas

que lo rodean e incorporar parte de sus minerales. La composición original del magma

queda modificada por la asimilación de estos componentes.

Figura 8: Asimilación del encajante


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1.4. LA ACTIVIDAD ERUPTIVA

Una de las manifestaciones más evidentes de la dinámica interna de la Tierra es la actividad

eruptiva, a veces violenta, otras tranquilas. Esta actividad constituye el episodio final del

proceso volcánico.

La actividad eruptiva es el conjunto de fenómenos relacionados con la salida de materiales

sólidos, líquidos y/o gaseosos a la superficie terrestre desde un centro emisor.

Figura 9: Actividad eruptiva de un volcán

En el transcurso de la formación de una región volcánica se pueden diferenciar hasta cinco

unidades de actividad eruptiva, según la duración y/o el estilo de los fenómenos relacionados

con la salida de materiales a la superficie. La jerarquía establecida para estas unidades es, de

menor a mayor: el pulso, la fase, la erupción, la época y el periodo eruptivo.


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1.4.1. Partes de un Volcán

Figura 10: Partes de un volcán

Cámara Magmática. La cámara magmática es la zona donde se produce y almacena el

magma (roca fundida) del volcán y que posteriormente es expulsado a la superficie y

donde recibe el nombre de lava.

La cámara magmática se comunica con el cráter del volcán a través de un conducto

conocido como chimenea.

Chimenea. La Chimenea es el conducto por donde asciende el magma hasta llegar al

cráter. Durante su ascenso, el magma puede arrancar rocas de las paredes de la chimenea

e incorporarlos a la corriente ascendente para luego ser expulsados a la superficie.

Cráter. El cráter es el lugar por donde el volcán expulsa los materiales volcánicos

(lavas, gases, vapores, cenizas, etc) durante una erupción. Generalmente, el cráter puede

presentar la forma de un embudo o cono invertido.

Cono Volcánico. El cono volcánico se forma por el conjunto de materiales volcánicos

expulsados y que posteriormente caen alrededor del cráter del volcán. Dependiendo de la


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intensidad de las erupciones, el cono volcánico puede crecer considerablemente y las

explosiones eruptivas intensas podrían generar fracturas en dicho cono originando

nuevos cráteres en los extremos del volcán. La comunicación con la chimenea principal

se realiza mediante otras chimeneas secundarias.

1.4.2. Unidades de Actividad Eruptiva

Pulso eruptivo

Latido de la emisión de materiales volcánicos que puede durar desde segundos hasta

algunos minutos. La deposición de los materiales expulsados en este tiempo da lugar a

una capa o nivel.

Fase eruptiva

Conjunto de pulsos con el mismo estilo eruptivo que puede durar minutos, horas o pocos

días. El depósito o el conjunto de depósitos resultante presenta características

granulométricas, morfométricas y de compactación similares.

Erupción

Es la unidad de actividad eruptiva base y puede durar días, meses o incluso años. Incluye

una o varias fases eruptivas y queda representada por una secuencia de depósitos. Entre

dos erupciones distintas del mismo centro emisor debe haber transcurrido un lapso de

tiempo suficientemente largo para que se desarrollen suelos o se den procesos de erosión

no volcánicos.

Época eruptiva

Engloba varias erupciones y puede durar centenares o miles de años. En este tiempo

pueden formarse uno o varios edificios volcánicos.

Periodo eruptivo

Es la sucesión de varias épocas eruptivas, separadas por intervalos de tiempo

suficientemente largos para que se puedan producir fenómenos tectónicos: plegamientos,

fallas, etc. Puede durar de miles a millones de años y se forman regiones o campos

volcánicos.


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Figura 11: Unidades de actividad eruptiva

1.4.3. ¿Por qué se produce una erupción?

Una erupción se inicia cuando la presión ejercida por el magma dentro del conducto

volcánico o en una cámara magmática supera la presión litostática. El aumento de la presión

magmática se produce básicamente por dos causas, que pueden actuar de forma conjunta o

aislada:

La inyección de nuevo magma, procedente de zonas más profundas de la Tierra. Este

es el origen de la inmensa mayoría de las erupciones volcánicas.

La sobresaturación en gases (volátiles) de algunos magmas al subir a la superficie.


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En magmas básicos, pobres en volátiles, el incremento de presión suele deberse a la

inyección continuada de nuevo magma, mientras que en magmas ácidos a menudo

intervienen las dos causas. Así, en depósitos superficiales de magmas ácidos, sobresaturados

de gases, la llegada de nuevo magma puede acabar desencadenando la erupción.

1.4.4. Los volátiles en los magmas

Los volátiles más comunes en la mayoría de magmas son el vapor de agua (H2O), el dióxido

de carbono (CO2) y el dióxido de azufre (SO2). La solubilidad de estos gases depende de la

presión y la temperatura a la que se encuentre el magma.

A medida que el magma asciende hacia zonas más superficiales, la menor presión litostática

permite que los volátiles que contiene disueltos se separen del líquido y formen una fase

gaseosa independiente. Estos volátiles se concentran en burbujas más grandes y numerosas.

Figura 12: Expansión de los gases en un conducto volcánico

En las cámaras magmáticas se produce un proceso de enfriamiento y cristalización del

magma. El líquido residual resultante se enriquece en volátiles, que no pueden incorporarse

fácilmente a las estructuras cristalinas. Entonces se empiezan a formar burbujas que hacen

aumentar la presión del magma.


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Figura 13: Expansión de los gases en la cámara magmática

1.4.5. Tipos de actividad eruptiva

Las características de la actividad eruptiva dependen sobre todo del contenido en volátiles del

magma y, por lo tanto, de su composición inicial y su evolución durante el ascenso hacia la

superficie. Por otro lado, el tipo de actividad también estará condicionado por la presencia de

agua en el lugar por donde finalmente salga el magma al exterior. En función de todos estos

factores podemos diferenciar dos tipos principales de actividad eruptiva: la efusiva y la

explosiva.

Actividad Efusivas

Un magma con bajo contenido en volátiles da lugar a manifestaciones de tipo efusivo.

La presión que ejercen las burbujas de gas en el interior del conducto volcánico no es lo

suficientemente intensa como para fragmentar el magma y expulsarlo al aire.

La actividad efusiva se caracteriza por una emisión tranquila y continua de lava, nombre

que recibe el magma una vez que ha salido al exterior.

Este tipo de actividad se puede generar principalmente por:

Emisión de magmas básicos y ultrabásicos, originalmente pobres en gases.


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Desgasificación de magmas ácidos por el escape gradual de los volátiles a través de

fumarolas o erupciones de vapor.

Actividad eruptiva explosiva previa, donde se produce la pérdida de la mayor parte

de los gases del magma dentro del conducto volcánico.

Actividades Explosivas

Las manifestaciones volcánicas explosivas están asociadas a magmas con un alto

contenido en volátiles. En las explosiones magmáticas, los gases se concentran en

burbujas y se expanden dentro del tramo final del conducto volcánico. Estas burbujas

interaccionan entre sí y aíslan fragmentos de magma. El escape repentino de los gases en

el momento de llegar a la superficie provoca explosiones más o menos violentas que

expulsan los fragmentos.

A veces se producen explosiones hidromagmáticas provocadas por el contacto de agua

con el magma. Así se incrementa el grado de explosividad y también se produce la

fragmentación de las rocas que rodean el conducto magmático. A partir de los volcanes

activos y de las grandes erupciones acaecidas en los últimos siglos se han definido unos

tipos básicos de actividad eruptiva explosiva magmática según el grado de explosividad:

estromboliana, vulcaniana y pliniana. La actividad explosiva hidromagmática también

puede tener diferentes grados de intensidad.

La actividad explosiva se caracteriza por la fragmentación y la expulsión violenta del

magma y, ocasionalmente, de las rocas encajonante. Los fragmentos resultantes se

denominan piroclastos.

Actividad Estromboliana

El volcán Estrómboli situado en las Islas Eolias, al norte de Sicilia, dio nombre a este

tipo de actividad que se caracteriza por una explosividad baja, fruto del escape del gas

mezclado en el magma.

En la actividad estromboliana se producen pequeñas explosiones separadas por breves

periodos de tiempo, que pueden ir de menos de un segundo hasta pocas horas. Cada una

de esas explosiones, o pulsos, se origina por la aproximación a la superficie de una o

más burbujas de gas mientras el magma está en reposo. El resultado es la expulsión de


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24

fragmentos de magma que se acumulan en torno al centro emisor después de seguir

trayectorias balísticas.

Figura 14: Actividad Estromboliana

La presión del gas que llega a la superficie y su ascenso a través del líquido dependen de

las propiedades físicas del magma. Por lo general, esta actividad está relacionada con

magmas basálticos, poco viscosos, en los que la circulación de las burbujas de gas hacia

la superficie tiene lugar con relativa facilidad.

Actividad Vulcaniana

Este tipo de actividad se definió en Vulcano. Esta isla de origen volcánico también

forma parte del archipiélago de las Eolias, y toma su nombre del dios romano del fuego.

La actividad vulcaniana, caracterizada por un elevado grado de explosividad, es de

menor magnitud y violencia que la pliniana. El volumen de material extrudido

normalmente no supera el kilómetro cúbico y las columnas eruptivas tienen alturas

inferiores a 20 km. El rasgo diferencial de este tipo de manifestaciones son las

explosiones de corta duración separadas por intervalos de tiempo más o menos largos

(de minutos a horas). El origen de estas explosiones es la obstrucción del conducto

volcánico por un tapón de roca, que puede estar formado por material magmático que se

ha enfriado y consolidado, por una mezcla de material magmático con fragmentos

derivados de una explosión anterior, o simplemente por roca encajonante. La explosión

se produce cuando la presión de los gases en el interior del conducto es superior a la del


VOLCANOLOGÍA

25

tapón, ya sea por el aumento de gas magmático o, más frecuentemente, por la

vaporización parcial de un acuífero. Una gran parte del material proyectado corresponde

a la fragmentación de la roca que obstruye la boca de salida a causa de su elevada

viscosidad, los magmas de composiciones andesíticas a menudo se acumulan y

solidifican en la boca de emisión. Así se forman domos que actúan a modo de tapón del

conducto volcánico y desencadenan este tipo de actividad.

Figura 15: Actividad Vulcaniana

Actividad Pliniana

Este tipo de actividad toma su nombre de Plinio el Joven, que en el año 79 d. C.

describió con detalle la actividad eruptiva de este tipo en el Vesubio. Se caracteriza por

un alto grado de explosividad, con manifestaciones muy violentas que expulsan y

dispersan grandes volúmenes de fragmentos y volátiles. Los piroclastos y los gases

calientes ascienden a velocidades de cientos de metros por segundo, creando una

columna en forma de champiñón que puede alcanzar alturas de más de 30 km.

La columna se mantiene estable mientras sale material con fuerza suficiente desde el

centro emisor. Al mismo tiempo, parte de los fragmentos cae en forma de lluvia de

piroclastos alrededor del centro eruptivo. Cuando disminuye el contenido de gases del

magma o aumenta el radio de la boca de salida por la erosión de las explosiones,

disminuye la velocidad de salida de materiales y se produce el colapso total o parcial de

la columna eruptiva. Entonces se forman flujos de piroclastos que descienden a gran

velocidad por las laderas del cono volcánico. Este tipo de actividad suele asociarse a


VOLCANOLOGÍA

26

magmas ácidos, diferenciados en cámaras magmáticas, donde han evolucionado durante

un largo periodo de tiempo y se han enriquecido en gases.

Figura 16: Actividad Pliniana

Actividad Explosiva Hidromagmática

La entrada de agua externa al sistema durante una erupción magmática puede

transformar totalmente el estilo de la actividad eruptiva. Tanto es así que una emisión de

magma inicialmente tranquila puede aumentar su violencia de forma notable y casi

instantánea. Este tipo de actividad eruptiva puede darse tanto en magmas básicos como

en magmas más evolucionados. El término más concreto de freatomagmatismo se usa

para designar el proceso de interacción del magma con agua subterránea. En ese caso, la

transferencia de energía del magma al agua puede producirse por conducción o por

contacto directo.

La actividad hidromagmática es producto de la interacción del magma o de un foco de

calor magmático con agua meteórica, ya sea superficial (mares, ríos o lagos) o

subterránea (acuíferos).

La relación entre el volumen de agua y el de magma que entran en contacto condicionará

significativamente el grado de explosividad de la actividad hidromagmática, tal como se

ha demostrado en experimentos de laboratorio.


VOLCANOLOGÍA

27

Figura 17: Actividad Hidrotermal

1.4.6. Explosiones magmáticas

Para entender el funcionamiento de las explosiones magmáticas, podemos comparar el

proceso volcánico con lo que sucede al abrir una botella de cava:

a) Antes de la erupción, el magma está sometido a una presión superior a la atmosférica y

los gases volcánicos están disueltos en el líquido.

b) Al desobstruirse el conducto volcánico, se produce una descompresión casi instantánea

del magma, los gases se expanden y forman burbujas.

c) Los gases fragmentan el magma y lo expulsan al exterior en forma de gotas de lava, que

pueden alcanzar altas velocidades.

Figura 18: Explosiones Magmáticas


VOLCANOLOGÍA

28

a) Dentro de la botella, el cava está sometido a una presión muy alta a causa de la fuerza

que ejerce el gas y que se acumula en el cuello de la botella. La elevada presión interna

hace que, aunque la fermentación continúe, no se pueda separar más gas, por lo que

este queda parcialmente disuelto dentro del líquido.

b) Al abrir rápidamente la botella, el gas acumulado en el cuello se escapa. La presión

disminuye de forma notable dentro de la botella, lo cual permite que el gas disuelto en

el cava empiece a difundirse, se separe del líquido y forme numerosas burbujas que

crecen con rapidez.

c) Los gases arrastran el líquido a gran velocidad hacia el cuello de la botella, fragmentan

el líquido y provocan la expulsión de gotas de cava. Al escaparse todo el gas, la

espuma chorrea por el cuello de la botella, ya sin fuerza suficiente para salir disparada.

Una intrusión de material fundido puede calentar y vaporizar un acuífero por conducción

térmica, sin llegar a entrar en contacto directo. En estos casos se producen violentas

explosiones que expulsan únicamente fragmentos procedentes de las rocas que forman el

acuífero, sin que en ningún momento haya salida de magma al exterior.

En el transcurso de una erupción, el agua subterránea puede entrar en contacto directo con el

magma y vaporizarse inmediatamente. Esto solo es posible cuando la presión de los gases del

magma, dentro del conducto volcánico, es inferior a la ejercida por el agua del acuífero.

Entonces se producen violentas explosiones que expulsan fragmentos de magma y de las

rocas que rodean el conducto volcánico.

1.4.7. Actividad surtseyana

Sin embargo, en 1963, en la costa meridional islandesa nació una nueva isla volcánica,

conocida como Surtsey, con una notable actividad explosiva. Las violentas explosiones eran

fruto de la entrada de agua oceánica por el conducto volcánico y su vaporización instantánea.

Este estilo eruptivo, reconocido en la formación de muchos otros volcanes, se conoce como

actividad surtseyana.


VOLCANOLOGÍA

29

Figura 19: Actividad Surtseyana

2. CAUSAS DEL VULCANISMO

El vulcanismo es el afloramiento a la superficie de material fundido, procedente del interior

de la Tierra, generalmente del manto superior. Tiene sus causas y consecuencias

Aunque en el pasado se formularon muchas teorías, pocas explicaban satisfactoriamente la

actividad y distribución de los volcanes.

Un nuevo concepto geológico, la tectónica de placas, explica en forma racional el fenómeno

conocido como vulcanismo.

Al igual que en los seísmos la distribución y comportamiento de los volcanes están

controlados por la geometría global de las placas tectónicas, existiendo volcanes en todos los

continentes excepto en Australia


VOLCANOLOGÍA

30

Figura 20: Placas tectónicas

2.1. TEORÍAS ANTIGUAS

Entre las teorías antiguas, hoy obsoletas tenemos:

2.1.1. Teoría Hídrica

El agua se introduce por las fisuras del suelo marino, llega a la zona de temperatura elevada

donde en contacto con el magma fundido se evapora, se disocia y produce ebullición

tumultuosa que levanta el suelo, lo raja y abre con explosión.

Esta teoría considera los volcanes necesariamente contiguos al mar, pero en Suramérica los

hay a más de 200 Km., tierra adentro. Hoy día esta teoría se ha desechado.

2.1.2. Teoría Tectónica

Los movimientos orogénicos que pliegan y fallan la corteza terrestre, causan también una

comprensión enorme en la zona magmática. Cuando la expresión es excesiva, el magma

escapa por las grietas o fracturas de la litósfera.


VOLCANOLOGÍA

31

2.2. NUEVAS TEORIAS

2.2.1. Teoría de la expansión de los fondos oceánicos.

Las verdaderas causas del vulcanismo son poco conocidas pero es casi imposible pensar en la

formación de volcanes sin relacionar este fenómeno con procesos orogénicos.

La mayoría de los volcanes activos hoy día o aquellos que lo han estado en tiempos recientes

están asentados en las grandes cadenas montañosas formadas en la última gran orogénesis del

terciario o en arcos insulares de reciente formación.

Estas grandes cadenas montañosas, formadas en la orogénesis terciaria, están constituidas por

rocas sedimentarias y materiales volcánicos, a menudo metamorfizados por efecto de

movimientos de la corteza terrestre.

Estos hechos han sugerido a los investigadores el camino para poder esclarecer el misterio

del vulcanismo. Sin embargo, solo existen teorías con respecto al origen y formación de

volcanes. A partir de estos estudios recientes se ha hecho evidente que el vulcanismo está

asociado a grandes fracturas de la corteza terrestre y es así como se ha relacionado con la

deriva de continentes.

De los estudios de la corteza terrestre se ha podido deducir que está constituida por varias

capas de diferente composición (corteza, manto, y núcleo) y comportamiento. De estos datos,

varios autores han sugerido teorías para explicar la formación de volcanes.

Figura 21: Actividad ígnea. Generación y emplazamiento de magma en relación con los

bordes de placa


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Un modelo ideado por los investigadores norteamericanos Isaks, Oliver y Sykis asocia la

formación de arcos volcánicos insulares y fosas submarinas, con la formación de volcanes,

ya que estos presentan con frecuencia esos dos tipos de estructuras.

Aquí, una placa de la litosfera, por efecto del empuje ejercido por las corrientes de

convección, se dobla y resbala por debajo de otra placa que se considera estática o

moviéndose en dirección contraria a la primera. Esta situación formará una fosa, a la vez

que provocará un arrugamiento del extremo de la placa inmóvil, punto que originará el arco

insular y en éste se formarán los volcanes.

Sea cual fuere el mecanismo, al formarse una cordillera hay un acortamiento o plegamiento

de la corteza terrestre, que luego es intruido y se hace presente el vulcanismo.

Como se ha dicho, el vulcanismo se puede explicar con diferentes teorías, unas mejor que

otras, pero hoy día no se tiene una idea exacta del porqué de la existencia de dos tipos de

magmas: el basáltico y el andesítico.

H. Hess en su trabajo “La Corteza Oceánica”, propone la hipótesis de que los magmas

andesíticos efusivos, predominantes en arcos insulares y sus equivalentes intrusivos, las

granodioritas, son el producto de la fusión parcial de rocas basálticas.

Los basaltos alcálico – olivínicos y toleíticos son los únicos presentes en el vulcanismo de

los fondos oceánicos, mientras que los magmas andesíticos son el producto de los

volcánicos continentales o de arcos insulares asociados a masas continentales.

El magma basáltico es probablemente el resultado de la fusión parcial del manto

peridotítico pero no es prueba de que los magmas andesíticos puedan formarse directamente

de la fusión basáltica. La ausencia de magmas andesíticos como magmas primarios en áreas

oceánicas, parece soportar este punto de vista.

H.S. Yoder, Jr. (1969), sugirió que las andesitas han sido derivadas del manto por medio de

la fusión parcial hidratada, hoy día hay indicios de que la mayoría de las andesitas se

originan por fusión parcial dentro o en la parte de arriba del manto superior, existiendo

asimilación de materiales corticales.


VOLCANOLOGÍA

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2.2.2. Teoría de la Tectónica de Placas

La teoría de la tectónica de placas provee una explicación para el comportamiento tectónico

actual de la tierra, principalmente en cuanto a la distribución global de montañas, actividad

sísmica y el vulcanismo.

La Teoría de la tectónica de placas provee una explicación para el comportamiento tectónico

actual de la tierra, principalmente en cuanto a la distribución global de montañas, actividad

sísmica y el vulcanismo.

La teoría se basa en un sencillo modelo de nuestro planeta, en el cual una costra rígida, la

litosfera, con un espesor de 50 – 150 km., que consiste de corteza oceánica y continental, así

como manto superior, yace sobre la astenosfera, capa caliente y semiplástica. La astenosfera

o capa de baja velocidad se extiende desde la base de la litosfera hasta 700km.

La litosfera, que es quebradiza, se ha roto formando un mosaico de placas rígidas que se

mueven horizontalmente en la superficie de la tierra.

La mayor actividad dinámica, tal como la sismicidad, la deformación y la generación del

magma tienen lugar a lo largo de los límites entre placas. El modelo de la tectónica de placas

de la tierra es compatible con la existencia de expansión de fondos oceánicos y la deriva

continental.

En forma abreviada los conceptos expuestos por esta teoría son los siguientes:

Grandes placas rígidas de litosfera se considera que se mueven lateralmente sobre la

astenosfera (zona de menor rigidez). Estas placas de litosfera se mueven alejándose de la

“cordillera” o “dorsal” (elevaciones), generalmente bajo el nivel de los océanos.

El flujo de calor hacia el eterio de la cordillera oceánica es varias veces mayor en áreas

adyacentes y parece probable que la “cordillera” es el resultado de un calentamiento y

expansión local del manto subyacente.


VOLCANOLOGÍA

34

El movimiento de la placa hacia afuera aproximadamente en ángulo recto con la

“dorsal”, rompe la litosfera a lo largo de la “cordillera” y el magma sube llenado estas

fracturas de tensión creando nueva litosfera, en parte por medio de erupciones

volcánicas, en parte por intrusiones poco profundas.

Ya que se ha demostrado que la tierra no aumenta de volumen, resulta que la litosfera

debe estar destruyéndose en algún lugar, en una proporción parecida a la de la litosfera

creada en la dorsal.

La destrucción ocurre en el borde distal de la placa donde la litosfera se introduce bajo la

placa adyacente, a lo largo de una zona de subducción llamada “Zona de Benioff”.

Las causas del movimiento de las placas alejándose de las dorsales y su inmersión en las

zonas de subducción, no se conocen bien, pero generalmente se atribuyen a las

“Corrientes de Convección”.

Los volcanes existen en gran número en el borde de la placa suprayacente sobre las

zonas de subducción. Ejemplo de este caso son los arcos volcánicos del Pacífico oeste,

los cuales existen tanto en el borde continental como en la cuenca oceánica.

2.3. BORDES DE PLACAS

La mayoría (95%) de los volcanes se sitúan en los bordes de las placas litosféricas y sólo una

fracción (5%) lo hacen en el interior de las placas.

Los volcanes aparecen en tres contextos tectónicos distintos.

2.3.1. Bordes de placas convergentes

Aproximadamente el 80% de los volcanes activos del mundo están situados en bordes de

placas convergentes o zonas de subducción.

En este tipo de bordes, los magmas generados suelen ser muy viscosos, atrapando a los gases

disueltos hasta alcanzar enormes presiones en la cámara magmática que se liberan en la

erupción de forma explosiva.


VOLCANOLOGÍA

35

A este tipo de magmas viscosos pertenecen la mayoría de los grandes volcanes activos del

planeta, concretamente el llamado Cinturón de Fuego del Pacífico (aproximadamente el 75%

del volcanismo activo y los más peligrosos).

Una característica del vulcanismo de borde convergente es la permanencia de la actividad

eruptiva concentrada en un punto durante largos periodos de tiempo, lo que origina

estratovolcanes, o cono compuesto, la forma más característica y predominante de los

volcanes en las zonas de subducción.

Figura 22: Bordes de placas y situación de los volcanes

2.3.2. Bordes de placas divergentes.

En los bordes de placas o volcanes de rift, los magmas generados son poco viscosos, dando lugar a

erupciones de baja explosividad y de naturaleza efusiva, especialmente cuando ocurren en las

profundidades oceánicas.


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2.3.3. Volcanes Intraplaca.

Un porcentaje mínimo de los volcanes (5%) se sitúan en el interior de las placas, volcanes de

punto caliente, originados por el ascenso de material fundido desde el interior terrestre. Estos

magmas son poco viscosos.

Zonas intraplaca. Se pueden subdividir en zonas magmáticas sobre placas oceánicas y

zonas magmáticas sobre placas continentales. Estas zonas intraplaca son:

Islas oceánicas. (Ambiente oceánico). Estructuras probablemente asociadas a

puntos calientes del manto. Se presentan allí todas las series desde la alcalina a la

calco-alcalina; como ejemplo Hawai.

Dorsales asísmicas. (Ambiente oceánico). Por ejemplo, las dorsales de Cocos y

Carnegie; se presentan allí basaltos toleíticos; se supone que fueron dorsales que no

progresaron. Por su estructura se parecen más a las islas oceánicas que a las

dorsales.

Diatremas de kimberlita. (Ambiente continental). Son las zonas productoras de

diamante, importan por ser muestreadoras del manto y de la corteza inferior.

Aparecen sobre escudos del Precámbrico (núcleos más antiguos de los continentes)

en forma de diques y mantos. Tienen alto contenido de K2O y profundidad

asociada entre 80 y 100 Km.

Complejos anortosíticos. (Ambiente continental). Son batolitos emplazados en

escudos del Precámbrico. Allí el magma es subalcalino (rico en cuarzo). Dichas

estructuras se asocian a probables paleosubducciones con edades de hasta 2000

años de antigüedad (ambiente continental).


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2.3.4. Zonas de Rifts y Brazos de Rifts.

Son estructuras tipo grabens.

Poseen altos flujos de calor. Astenósfera mantélica cercana a superficie y

adelgazamiento de la corteza y litósfera.

Los rift bien desarrollados alcanzan 40 – 50 Km y na subsidencia de 2 – 3 Km.

Las zonas de rift o bloques emergentes son evidenciadas por campos volcánicos de

intraplaca. Por ejemplo: África Oriental, Yellowstone, Colorado, Tíbet, Europa Central,

Australia Oriental y Nueva Zelanda.

Figura 23:Zonas de rift mayores. Schmincke, 2005.


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2.3.5. Ejemplo: Yellowstone.

Yellowstone es un prototipo de pluma en intraplaca.

La pluma que alimenta la fase eruptiva debe ser entendida como una anomalía de fusión.

Se cree que el origen de esta pluma se ubica a 3,000 km (núcleo-manto)

El tiempo de origen puede estar en el rango de cientos de millones de años.

Las primeras manifestaciones se ubican en Nevada, en los enjambres de diques, en un

diámetro de 1,000 km.

La migración de la placa norte americana ha sido de NE-SW, evidenciándose grandes

volúmenes de erupciones.

Los campos basálticos pueden alcanzar 400 km de largo x 100 km de ancho.

Los magmas erupcionados generalmente han sido basálticos hasta hace 2 millones de

años.

Actualmente, los magmas basálticos raramente llegar a superficie, produciéndose una

acumulación de este en la corteza inferior la cual se desintegra por el calor del magma

acumulado.

Existen además, tres eventos de formación de calderas los cuales han producido

inmensas cantidades de ignimbritas con episodios de 700 años.

Estos episodios de ignimbritas han sido uno de los más grandes en el Cuaternario, solo

siendo superada por la caldera Toba en Sumatra.


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Estos piroclastos han sido formados debido al calentamiento de las aguas subterráneas

por el calor magmático y formando fluidos hidrotermales que alterarán a las rocas en la

zona.

Figura 24: Modelo de Yellowstone Schmincke, 2005

Figura 25: Zona de Yellowstone, Schmincke 2005


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40

3. VULCANISMO Y SISMICIDAD

La Tierra libera energía de manera continua, ya sea en forma de sismos o erupciones

volcánicas, de ahí que las zonas en donde se producen estos fenómenos naturales coincidan

en su distribución geográfica a nivel mundial. La actividad volcánica y sísmica se desarrolla

con gran intensidad en las zonas de extensión (dorsales oceánicas, rift oceánico y continental)

y principalmente en las de comprensión de la corteza conocida como zonas de subducción,

además de los arcos de isla y cuencas oceánicas (fallas de rumbo y puntos calientes). La

región volcánica y sísmica más activa del mundo es conocida como “Cinturón de Fuego del

Pacífico” y prácticamente comprende todo el contorno del Océano Pacifico; es decir, Nueva

Zelandia, los archipiélagos de Filipinas y Japón, la península de Kamchatka (Rusia), Alaska,

la costa occidental de Estados Unidos, México, Centroamérica y la región andina en

Sudamérica de la cual forma parte el Perú. La sismicidad y el vulcanismo se constituyen

como peligros potenciales para la humanidad, más aún si estos ocurren en las proximidades

de las ciudades.

Hoy en día, de los 1500 volcanes catalogados en el mundo, 500 se ubican en el borde Oeste

de Sudamérica y sólo un 5 % de los mismos se encuentran en actividad. La presencia o no de

volcanes en Sudamérica estaría asociada con la geometría de la placa de Nazca que subduce

por debajo del continente, de ahí la ausencia de actividad volcánica reciente en las regiones

con subducción subhorizontal y la presencia de un gran número de volcanes en regiones con

subducción normal. En el Perú, la cadena volcánica esta constituída aproximadamente por 50

volcanes (activos e inactivos) y todos se ubican en la región Sur de Perú sobre la Cordillera

Occidental. Esta región se caracteriza por presentar una subducción de tipo normal.

De los volcanes ubicados en el Perú, los de mayor actividad son el Misti, Ampato,

Sabancaya, Hualca-Hualca, Andagua, Coropuna, Huaynaputina Ubinas, Ticsani, Tutupaca,

Yucamane y Casiri, todos distribuídos en los departamentos de Arequipa, Moquegua y

Tacna respectivamente. Sin embargo, solo el Misti y el Ubinas presentan manifestaciones

esporádicas de actividad con la correspondiente emisión de fumarolas que alcanzarían

diversas alturas.

Recientemente, el volcán Sabancaya pasó por un proceso de reactivación que se inició en

1986 y culminó parcialmente en 1995. Este proceso presentó dos fases, uno eruptivo y otro

explosivo con la abundante emisión de fumarolas, gases y expulsión de pequeños bloques de


VOLCANOLOGÍA

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roca. Este volcán, junto al Misti, Ubinas y Huaynaputina han sido sujetos a estudios

sismológicos y geofísicos que por su corta duración y al no ser continuos, no fue posible

conocer en detalle sus características ni la evolución de sus procesos eruptivos.

Recientemente, el Instituto Geofísico del Perú en cooperación con la Universidad de

Clermont-Ferrand (Francia), ha realizado estudios de geología y geofísica en detalle y hoy en

día, se dispone de variada información que ha permitido conocer más sobre la génesis y

naturaleza de estos volcanes. Los estudios mencionados anteriormente, por ser de gran

importancia, han sido extendidos a los volcanes del Valle de Andagua y Ticsani.

Los temblores y terremotos (sismos) se producen cuando ocurren movimientos de la corteza

de la Tierra a través de fallas o fracturas. Si bien los volcanes pueden ser muy explosivos,

casi nunca provocan grandes movimientos en las fallas, y por eso no producen grandes

temblores.

3.1. TIPOS DE SISMOS

Los temblores o sismos de origen volcánico raramente causan daños. Hay varios tipos de

sismos:

3.1.1. Sismos tectónicos

Son producidos cuando la corteza de la Tierra se rompe y se mueve a lo largo de una falla o

fractura. Al igual que en otras partes del mundo, la corteza de la Tierra en Centroamérica

está fracturada en grandes segmentos que se mueven en varios sentidos y a diferentes

velocidades, empujándose o estirando los unos de los otros. Al principio, las rocas de la

corteza resisten dichos movimientos pero, a medida que las presiones aumentan, la corteza

empieza a romperse. El sismo es el movimiento que se produce durante esas rupturas. Si la

ruptura es grande, se puede sentir un temblor de tierra.

Igualmente, si uno está cerca del sitio de ruptura, es más posible que sienta el temblor que si

está alejado de él. Para simular un sismo se puede, por ejemplo, deslizar un bloque de

madera sobre una superficie áspera y sentir claramente las vibraciones que este

movimiento provoca. Un temblor de tierra es similar, pero de tamaño mucho mayor. Los

sismos ocurren en superficie o más comúnmente en profundidad. El epicentro es el punto

de la superficie terrestre bajo el cual ocurrió un sismo, es decir que se define con dos


VOLCANOLOGÍA

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coordenadas: latitud y longitud. El hipocentro, en cambio, es el punto de la Tierra donde

ocurrió el sismo, es decir que se define con tres coordenadas: latitud, longitud y profundidad.

3.1.2. Sismos volcano-tectónicos

Son sismos provocados por rupturas de la corteza de la Tierra pero, en este caso, las rupturas

están relacionadas con el movimiento de los magmas. Generalmente, son de tamaño muy

pequeño, solo perceptibles con instrumentos especialmente diseñados, por lo que no son

peligrosos. Más bien, cuando estos sismos son detectados, pueden constituir señales

preventivas, ya que indican que un volcán puede estar reactivándose.

3.1.3. Tremor

Es un tipo de sismo causado por el movimiento de un magma en la corteza.

Como cualquier ruido que se mueve por un canal (por ejemplo, el aire en una trompeta), el

magma causa vibraciones y ruido al moverse por una fractura o un conducto subterráneo. El

tremor no es peligroso y es muy útil, ya que ofrece información a los vulcanólogos sobre el

movimiento del magma en profundidad.


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Figura 26: Tipos de fallas y sismos. A. Los tres principales tipos de fallas, asociados con la

extensión, compresión y movimientos transcurrentes de la corteza de la Tierra. B. Dos tipos de sismos importantes. La mayoría de sismos son combinaciones de los dos tipos mostrados

(tectónicos y volcánicos). Un sismo tectónico (movimiento de una falla) da lugar a la

formación simultánea de dos ondas llamadas “P” y “S”. Las ondas “P” viajan siempre más rápido y llegan al sismómetro antes que las ondas “S”. La diferencia del tiempo de llegada

entre las dos ondas permite estimar la distancia entre la fuente del temblor (una falla) y el

sismómetro. Con las medidas simultáneas de varios sismómetros distribuidos en una región

es posible localizar con buena precisión la fuente del temblor. La duración y la amplitud máxima de la onda registrada por el sismómetro permiten calcular la magnitud del sismo.

El tremor volcánico está formado por vibraciones más continuas: se ha observado que este

tipo de señal sísmica puede durar un tiempo largo (entre horas y días) durante una erupción. El tremor es producido por el movimiento de ruidos (magma o gases volcánicos)

en los conductos volcánicos; su magnitud en la escala de Richter es siempre inferior a 3. .

(Fuente: Van Wyk de Vries, Benjamín. “Vulcanismo y Sismicidad).

3.2. TAMAÑO DE UN SISMO

El tamaño de un sismo se mide utilizando la “escala de Richter”, que es una

estimación de la energía liberada por el sismo. La escala no tiene límite superior ni

inferior; sin embargo, las dimensiones y las características físicas de nuestro planeta impiden

que existan sismos naturales superiores al grado 10 o inferiores al grado -2. Es importante

hacer notar que la escala de Richter es de tipo logarítmico, lo que quiere decir, por ejemplo,

que un sismo de grado 6 es diez veces más fuerte que un sismo de grado 5, cien veces más

fuerte que uno de grado 4, mil veces más fuerte que uno de grado 3, etc. Los sismos volcano-

tectónicos tienen un grado máximo de 3 o 4, y el tremor es menor, por lo que solo se

detectan con instrumentos especiales (sismómetros).

Normalmente, los sismos de grado 5 ya son sentidos con bastante fuerza, y los sismos de

grado superior al 6 empiezan a provocar serios daños. Cuanto más cerca estemos del

epicentro, mayores serán los efectos de un sismo. Estos efectos se estiman mediante la escala

de Mercalli que va del I al XII. Durante los grandes sismos (superiores al grado 7), los daños

pueden ser enormes, como lo muestran claramente la experiencia y la historia.


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Figura 27: Magnitud de Richter. La escala de Richter es una medida de la cantidad

de energía liberada por un sismo; se la puede comprender también al compararla con la cantidad de energía liberada por una determinada masa de TNT durante una explosión.

(Fuente: Van Wyk de Vries, Benjamín. “Vulcanismo y Sismicidad).

3.3. SEÑALES SÍSMICAS DE VULCANISMO

Las diversas señales que se registran en un volcán, podrían tener su origen en el

fracturamiento de rocas circundantes dentro del conducto volcánico como respuesta a la

acumulación y traslado del magma, al movimiento de gases y a los cambios de presión y

temperatura a la que están sometidos los volcanes en actividad. Estas señales pueden ser

registradas por los sismógrafos que se instalan alrededor de un volcán. El tamaño y la forma

de dichas señales dependen básicamente de la intensidad de los diferentes procesos geofísicos

que se desarrollan en un volcán activo.

Tilling et al. (1987), elaboró un esquema a fin de explicar el posible origen de estas señales,

además de indicar que la presencia de altas temperaturas y presiones dentro del conducto

volcánico permitirían deformar completamente la forma original del volcán, tal como se

muestra en el esquema adjunto. Los diferentes estudios sismológicos realizados sobre

diferentes volcanes en el mundo a permitido observar la existencia de una gran variedad de

señales que pueden ser atribuidas a dos procesos: el primero considera a las señales que

brindarían información sobre las características físicas de la fuente, tales como la ruptura de

la roca sólida que rodea al volcán, traslado o acumulación de magma, circulación de fluidos,

gases y en superficie la emisión de fumarolas. El segundo proceso, está relacionado con el

camino que sigue las ondas a través de los diversos estratos de los que esta constituido el


VOLCANOLOGÍA

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volcán y que luego pueden ser observados e identificados en la forma del registro de la señal

(superposición de varias fases). Sin embargo, se debe tener en cuenta que la fuente que

genera estas señales no es muy conocida y el medio de propagación puede alterar

significativamente la forma y el contenido espectral de las señales.

A diferencia de las señales que se producen en zonas de contacto de placas o deformación en

superficie (fallas), las señales volcánicas son más diversas debido principalmente a la

complejidad de los procesos geofísicos que tienen lugar en cada volcán. Esto ha permitido

que varios autores realicen diversas clasificaciones de las señales en base a las diferentes

características que ellas presenten en la forma de su registro (Minakami, 1974; Latter, 1979;

Malone, 1985; Lahr et al., 1994; Tsuruga et al., 1997; Gil-Cruz y Chouet, 1999; McNutt,

2000a). Sin embargo, de todas las clasificaciones, la propuesta por Minakami (1974) es la de

mayor uso, aunque dependiendo de las características propias de cada volcán, los autores han

extendido esta clasificación ya sea de manera descriptiva o a partir del análisis del contenido

de frecuencias típicas en cada señal registrada (Lahr et al., 1994; Tsuruga et al., 1997; Gil-

Cruz y Chouet, 1999; McNutt, 2000a).

Figura 28: Origen de las señales volcánicas (Fuente: Hernando Tavera “Volcanes y

Sismicidad en la Región del volcán Sabancaya – Arequipa).


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3.4. CLASIFICACIÓN PROPUESTA POR MINAKAMI (1974)

Minakami (1974) propone una clasificación de señales en base a su amplia experiencia en el

estudio de los procesos eruptivos de muchos volcanes activos en el mundo, constituyéndose

así como uno de los pioneros en este tipo de estudio. La clasificación de Minakami considera

6 tipos de señales: Tipo-A, Tipo-B, Tipo-C, señales de Período Largo (LP), Explosiones y

Tremores (Figura 6).

3.4.1. Señales Tipo-A

Estas señales serían producidas por sismos que ocurren dentro del cono volcánico debido al

fracturamiento de las rocas en respuesta a la intrusión o migración del magma o por la

expansión de os fluidos debido a la presencia de altas presiones geotermales en las rocas. En

general, estas señales tienen su origen a profundidades de 1 a 15 km bajo el edificio

volcánico o en los alrededores del mismo y se caracterizan por presentar altas frecuencias,

siendo posible distinguir fácilmente las fases P y S. Estas señales son similares a las

producidas por sismos asociados a la actividad tectónica

3.4.2. Señales Tipo-B

Estas señales podrían ser producidas por sismos que ocurren a profundidades menores de 1

km debido al fracturamiento de rocas, pero a diferencia de los de Tipo A, se caracterizan por

presentar diversas fases a manera de enjambres que muestran probablemente el camino

recorrido por las ondas en las capas heterogéneas de cenizas y lava. Este tipo de señales

presenta bajas frecuencias y una posible fase P emergente, la fase S no es clara y por lo tanto,

difícil de distinguir.


VOLCANOLOGÍA

47

Figura 29: Clasificación general de los diferentes tipos de señales registradas en volcanes

activos, P y S son las fases sísmicas (Fuente: Minakami 1974).

3.4.3. Señales Tipo-C

Estas señales corresponderían a registros de señales de Tipo B que se sobreponen unos

sobre otros; es decir, se observa el registro múltiple de señales Tipo B en una sola secuencia.

Estas señales fueron observadas por vez primera por Minakami (1974) durante el proceso

eruptivo del volcán Usu en Japón y su origen estaría asociado probablemente al crecimiento

del domo de lava.

Sin embargo, estas señales son menos comunes comparadas con las anteriores.

3.4.4. Señales de Período Largo (LP)

Estas señales serían producidas por la influencia directa de los fluidos dentro del conducto

volcánico, los mismos que ocasionan efectos de resonancia o inestabilidad del magma. Estas

señales se caracterizan por presentar al inicio altas frecuencias para luego ser dominadas por

una señal de período largo o bajas frecuencias.


VOLCANOLOGÍA

48

3.4.5. Señales de Explosiones

Estas señales tendrían su origen en las explosiones volcánicas que se producen durante la

actividad eruptiva del volcán y a la liberación súbita y repentina del vapor de agua, y otros

gases contenidos en las capas superficiales del volcán. Aquí, se produce la fracturación y

pulverización de las rocas de las capas superiores con la subsiguiente expulsión de estos

materiales. La amplitud de la señal depende básicamente de la fuerza, duración y frecuencia

de las explosiones.

3.4.6. Señales de Tremores

Este tipo de señal es registrado comúnmente en volcanes activos, siendo su característica la

presencia de un tren continuo de vibraciones que pueden durar horas, días y semanas. A

diferencia de las señales descritas anteriormente, los tremores proporcionan información de

todo el proceso eruptivo de los volcanes y entre ellos, los asociados a los procesos

magmáticos en el interior del volcán ya sea por el movimiento del magma mismo o de gases

y ruidos, y en superficie por la emisión de fumarolas, cenizas y caída de rocas. Las

observaciones realizadas sobre las señales de tremores sugieren que estas varían en amplitud

y frecuencia, características importantes que permiten clasificarlos en tremores armónicos,

cuando muestran un gran contenido de frecuencias; monocromáticos, si están acompañadas

de frecuencias altas y espasmódicos, si presentan frecuencias bajas.

3.5. OTRAS CLASIFICACIONES

Otras clasificaciones de señales asociadas a volcanes activos han sido realizadas por autores

como Gil-Cruz y Chouet (1999), Lahr (1994) y Koyanagi (1987). Dichas clasificaciones han

sido realizadas considerando como base la propuesta por Minakami (1974) y a la cual

agregaron nueva información que describe las características propias de cada volcán.

Básicamente, las diferentes clasificaciones se basan en 2 aspectos importantes: el primero

consiste en observar en tiempo real el registro de la señal en el sismograma y analizar la

diferencia entre los tiempos de llegada de las fases P y S, la amplitud, frecuencia y tipo de

fases (impulsiva o emergente); mientras que, el segundo considera la localización hipocentral

y el análisis de los espectros de frecuencia. Asimismo, Gil-Cruz y Chouet (1999) por


VOLCANOLOGÍA

49

ejemplo, considera una clasificación actual para discernir si las señales se produjeron en un

ambiente sólido o fluido.

3.5.1. Clasificación de Gil-Cruz y Chouet (1999)

Gil-Cruz y Chouet (1999) clasifican los volcanes colombianos como El Ruiz y Galeras en

base a su posible origen en ambientes sólidos o fluidos. En un ambiente sólido, las señales se

producirían debido a la ruptura de rocas circundantes al conducto volcánico en respuesta a la

acumulación del magma, deslizamientos y caída de rocas siendo las señales de tipo

volcanotectónicos (VT). En cambio, en un ambiente fluido se produciría las señales asociadas

a fluctuaciones y transporte de magma, gases y otros fluidos debido a las elevadas

temperaturas y presiones a la que se encuentra la cámara magmática. En este ambiente se

produciría las señales de Tipo LP, las explosiones, avalanchas y señales de glaciar.

Figura 30: Señal de Glaciar (Fuente: Hernando Tavera “Volcanes y Sismicidad en la Región del volcán Sabancaya – Arequipa).

En la figura adjunta se presenta el registro de la caída de un trozo de glaciar desde la cumbre

del volcán El Ruiz durante una de sus erupciones ocurridas en el año 1995. Este registro ha

sido nombrado por GilCruz y Chouet (1999) como “Señal de Glaciar”

Si se realiza una comparación entre la clasificación de Gil-Cruz y Chouet y la propuesta por

Minakami (1974), se observa que el primero ha incrementado a las clasificaciones las señales

asociadas a la caída avalanchas y glaciares debido a que en los volcanes colombianos resulta

muy común la presencia de dichos fenómenos durante una erupción volcánica. Sin embargo,

en las otras solo ha variado en la manera de nombrar a las señales. Por ejemplo, la

correspondencia entre la señal VT de Gil-Cruz y Chouet, seria la de Tipo-A en la de

Minakami.


VOLCANOLOGÍA

50

3.5.2. Clasificación de Lahr (1994)

A diferencia de los autores anteriores, Lahr ha clasificado las señales considerando su

contenido de frecuencias. Así, la clasificación considera señales de alta frecuencia (AF), baja

frecuencia (BF) y Tremor (TR). Básicamente, las señales AF estarían asociadas a

fracturamientos en la cámara magmática que produciría frecuencias del orden de 5 a 8 hertz

(Hz), siendo los tiempos de llegada de las fases P y S identificadas fácilmente. Las señales

BF podrían estar asociadas a la resonancia que se produce en el interior de la cámara

magmática debido al transporte de fluidos a través de los conductos volcánicos. Dichas

señales muestran altas frecuencias en su inicio (aproximadamente 10 Hz) para luego ser

dominadas por otra señal de baja frecuencia (menores a 5 Hz). En este tipo de señal

solamente es posible identificar la fase P. Según el autor, las señales TR podrían estar

asociados al desarrollo de procesos geofísicos cerca de la superficie (menores a 5 km de

profundidad) debido a la ocurrencia sucesiva de explosiones de vapor de agua y emisión de

cenizas y rocas pequeñas.

3.5.3. Clasificación de Koyanagi (1987)

Koyanagi, clasificó las señales registradas en los volcanes Mauna Loa y Kilauea

considerando su forma. Así, las señales fueron clasificadas en señales de periodo corto (SP),

periodo largo (LP) y tremores (TR). Las señales SP estarían asociadas directamente al

fracturamiento de rocas y podrían ocurrir a profundidades comprendidas entre 5 y 15 km

(profundos) y menores a 5 km (superficiales). La llegada de las fases P y S son identificadas

fácilmente. En cambio, las señales LP podrían estar asociadas al movimiento de fluido, gases

y magma. Finalmente, el TR debería su origen a emisiones de vapor de agua. Las

clasificaciones propuestas por Gil-Cruz y Chouet, Lahr y Koyanagi se han desarrollado sobre

la clasificación propuesta por Minakami (1974) y las diferencias radican únicamente en el

modo de nombrar a las diversas señales y como ejemplos se puede mencionar a las señales

Tipo-A, Tipo-B y LP. Así, el origen de una señal Tipo-A según Minakami (1974) es la

misma que la de un volcano-tectónico (VT) según Gil-Cruz y Chouet (1999), de alta

frecuencia AF) según Lahr (1994) y a uno de periodo corto (SP) según Koyanagi (1987). Del

mismo modo con las señales de Tipo-B, periodo largo (LP) y baja frecuencia (BF). Es

importante mencionar que en la clasificación propuesta por Lahr (1994) se ha considerado un

análisis detallado del contenido frecuencial de las señales; mientras que, los otros autores


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clasificaron las señales en función de la observación visual del registro de la señal sobre un

sismograma.

4. IRWINNNN


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CONCLUSIONES

Un volcán es un sistema natural para trasladar energía desde el interior de la Tierra hacia el

exterior, por medio de la transferencia de magma. La creación de dicho magma ocurre en

profundidad, por fusión de rocas que luego se mueven hacia la superficie hasta, eventualmente,

erupcionar material rocoso, formar un edificio volcánico e inyectar materiales (rocas y gases)

en la atmósfera.

Los magmas se clasifican en: Magmas primarios y magmas secundarios. Los magmas

primarios a su vez pueden clasificarse en:

o Magma ácido o félsico.

o Magma intermedio.

o Magma básico o máfico.

Las actividades eruptivas varían según el contenido de volátiles y la composición del magma,

incluyendo las interacciones de agentes externos:

o Actividad efusiva por bajo contenido de volátiles.

o Actividades explosivas por el elevado contenido de volátiles.

o Actividad Estromboliana de explosividad baja por la mescla de gases y magma.

o Actividad vulcaniana caracterizada por la explosión que se produce cuando la presión

de los gases en el interior del conducto es superior a la del tapón.

o Actividad pliniana de gran explosividad por sus magmas de composición acida.

o Actividad explosiva hidromagmática producida por la entrada de agua en un tipo de

erupción.

o Explosiones magmáticas.

o Actividad surtseyana producto de interacción del agua del mar y el magma.

Las causas del vulcanismo se explican mediante varias teorías, como las teorías Hídrica y

Tectónica; pero las más aceptadas son la teoría de la Expansión Oceánica y la teoría de la

Tectónica de Placas.

Los volcanes aparecen en tres contextos tectónicos distintos que son Bordes de placas

convergentes, Bordes de placas divergentes y Volcanes intraplaca o Zonas intraplaca.


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BIBLIOGRAFIA Y LINKOGRAFIA

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